А.Х.ХРГИАН
ФИЗИКА
АТМОСФЕРНОГО
ОЗОНА
Г И Д Р О М Е Т Е О И 3 Д А Т
ЛЕНИНГРАД„#_1973

Х90
Монография посвящена истории исследования озона, его физи-
физическим, в частности оптическим, свойствам, методам его наблюдения
с Земли, ракет и спутников, фотохимической теории озона, резуль-
результатам наблюдений его вертикального распределения и общего ко-
количества, зависимости атмосферного озона от географических усло-
условий, климата и сезона, процессам его переноса и их аналитической
теории, позволяющей дать диагноз ряда важных черт общей цирку-
циркуляции атмосферы, и, наконец, расчетам нагревания атмосферы, обу-
обусловленного озоном, и соответствующих изменений температуры.
Монография преследует цель, с одной стороны, дать возможно
подробное описание свойств атмосферного озона и, с другой,— оха-
охарактеризовать его роль в атмосферных процессах большого масштаба
и в изучении последних. В книге указан ряд обнаруженных с по-
помощью наблюдений озона примеров взаимодействия динамических
процессов тропосферы и стратосферы, обмена масс воздуха между
высокими и низкими широтами и т. п.
Сведения о вертикальном и горизонтальном распределении озона,
приведенные в монографии, имеют значение для современной авиа-
авиационной практики, исследования загрязнений атмосферы и изучения
проблем состава и теплового баланса верхней атмосферы.
Книга предназначена для специалистов по физике атмосферы,
работников авиации, а также для исследователей смежных областей
науки, связанных так или иначе с проблемами атмосферы. Она мо-
может быть использована как пособие студентами университетов и дру-
других высших учебных заведений.
The history of study of ozone, its physical, in particular optical
properties, methods of measuring ozone from the earth, rockets and
satellites, photochemical theory of ozone, observational data of its
vertical distribution and total ozone, its connection with geographical
conditions, climate, season, ozone transportation and its analyti-
analytical theory, diagnosing some observed peculiarities of general circula-
circulation of atmosphere, as well as the calculations of warming of atmo-
atmosphere due to ozone and respective variations of temperature are con-
considered in this monography
On the one hand the purpose of this monography is to describe
the properties of the atmospheric ozone and on the other hand —
to characterize its role in study of atmospheric processes of great
scale. There are some examples of connection between dynamical pro-
processes of troposphere and stratosphere, exchange of air mass between
high and low latitudes and so on.
The information concerning horizontal and vertical distribution of
ozone is of great use for modern aviation practice, investigation of
air pollution and problems of high atmospheric heat balance and
structure.
The book is written for specialists in physics of atmosphere,
workers of aviation, as well as for explorers in related spheres of
sciences connected with the problems of atmosphere. It also can be
used as a school-book for students of universities and other higher
educational establishments.
ПРЕДИСЛОВИЕ
Исследование атмосферного озона — интенсивно
развивающаяся сейчас область физики атмо-
атмосферы— связано с широким кругом проблем этой
отрасли науки, в частности с проблемами состава
воздуха, поглощения и излучения радиации, рас-
распределения температуры в верхней атмосфере и,
наконец, динамики и общей циркуляции атмосферы.
Вместе с тем озон атмосферы имеет большое
значение для ряда вопросов биологии и загрязне-
загрязнения атмосферы.
В настоящей книге автор попытался дать по
возможности краткий и связный обзор современ-
современных сведений об озоне атмосферы. Автор имел
в виду как непосредственное использование этих
сведений, так и их вклад в строительство большого
здания физики атмосферы в целом. В нашу эпоху
экспериментальные метеорологические данные на-
накопляются быстро, с каждым днем, а вместе с ними
возникает представление и о многих новых физиче-
физических процессах, происходящих в атмосфере. При
таком быстром движении нелегко отбирать мате-
материал для любой метеорологической монографии —
трудно оценить, какие из новых (может быть, и
более старых) наблюдений и теорий сохранят свое
значение для науки, а какие окажутся ненужными.
Проверить правильность сделанного выбора смо-
сможет только будущее, и читатель книги в этом
смысле находится в более благоприятном положе-
положении, чем автор.
Далеко не все интересные проблемы озона за-
затронуты в монографии. Мы очень мало коснулись
становящихся все более важными вопросов о роли
озона в ионосфере, о его присутствии в загрязнен-
загрязненном воздухе городов и т. д. О них мы еще знаем
недостаточно, но исследователи — эксперимента-
экспериментаторы и теоретики — ближайших "лет, очевидно, не
пройдут мимо этих проблем.
0297-061
069@2)-73
38-73

В исследовании озона существует активное
международное сотрудничество ученых в рамках
Международной комиссии по озону. Материалы
наблюдений, собранные усилиями озонометристов
всего мира, печатаются регулярно благодаря забо-
заботам Канадской метеорологической службы. Анало-
Аналогично данные озонных зондирований публикуются
лабораторией авиационных исследований и Управ-
Управлением по изучению среды в США. Результаты ис-
исследований, проведенных в разных странах, ста-
становятся широко известными благодаря постоянному
обмену всякого рода изданиями. Это сотрудниче-
сотрудничество существенно облегчило написание предлагае-
предлагаемой читателю книги. Автор особенно благодарен
за такое сотрудничество А. С. Бритаеву, Г. П. Гу-
Гущину и Г. И. Кузнецову (СССР), Р. Божкову (Бол-
(Болгария), Б. Белу (Венгрия), А. Дзевульской-Лосе-
вой (Польша), А. Брюэру и У. Годсону (Канада),
А. Васси и Э. Вигру (Франция), К. Р. Раманатану
и А. Мани (Индия), Г. У. Дютшу (Швейцария),
К. Уолшоу (Великобритания), У. Херингу, У. Ком-
хиру и В. Регенеру (США).
ГЛАВА I
ВВЕДЕНИЕ
§ 1. Проблема озона и ее эволюция
История изучения атмосферного озона была историей взлетов
и падений интереса к этой очень малой, но тем не менее важной
составляющей воздуха. Вскоре после открытия озона в 1840 г. мно-
многие любители науки начали довольно регулярные наблюдения
озона в разных странах, пытаясь выяснить гигиеническое значе-
значение озона. Прошли, однако, годы, и надежда, что эти наблюдения
будут полезны, не оправдалась. Медики-практики конца XIX в. не
нашли в озоне ни опасного врага, ни союзника. Интерес к озону
пропал, и в начале XX в. учебники по метеорологии озон упо-
упоминали лишь в самых кратких словах, пренебрегая и его свойст-
свойством поглощать ультрафиолетовую радиацию Солнца.
Когда, однако, Фабри и Бюиссоп в 1920 г. впервые определили
общее количество озона в атмосфере, стало ясно, что: а) озон
поглощает существенную долю ультрафиолетовой радиации Солн-
Солнца; б) это поглощение позволяет легко определить довольно из-
изменчивое количество озона в атмосфере; в) озон образует своего
рода слой в верхней атмосфере, будучи, по выражению Фабри,
«единственным газом атмосферы, который серьезно стратифициро-
стратифицирован». В ближайшие годы интерес к озону еще более возрос, так
как примерно в 1926 г. выяснилась заметная связь между измене-
изменениями озона и погодой. Этот вывод содействовал бурному разви-
развитию проблемы озона. Вскоре был создан отличный спектрофото-
спектрофотометр Добсона для наблюдения озона A929 г.), была создана Меж-
Международная комиссия по озону A929 г.) и опубликована основная
фотохимическая теория озона Чепмена A930 г.). В 1931 г. Гетц
опубликовал первую монографию об озоне, подведшую итоги его
наблюдений за 1923—1929 гг. Она была переведена в 1934 г. на
русский язык.
В последующее десятилетие, однако, интерес к озону упал. Тео-
Теорию его не удалось продвинуть далее, а зависимость от синопти-
синоптических ситуаций не поддавалась дальнейшему уточнению, тем бо-
более что сведения о циркуляции стратосферы и ее других свойствах
тогда были очень скудны.
В 1946—1949 гг. были осуществлены первые наблюдения озона
с ракет, давшие новый толчок к его исследованию. Они подтвер-
подтвердили правильность данных о его вертикальном распределении, ко-
которые ранее были получены теоретическим или косвенным «методом

обращения». Стало ясно, что озон в большой мере определяет
«функцию нагревания», а вместе с ней и температуру верхней ат-
атмосферы, о которой ракетный метод дал новые довольно подроб-
подробные сведения. В 1954 г. Раманатан, представитель замечательной
индийской школы физиков и геофизиков, открывая сессию Между-
Международной ассоциации метеорологии и физики атмосферы в Риме,
произнес речь «Атмосферный озон и общая циркуляция атао-
сферы». В ней он очень широко сформулировал новую и чрезвы-
чрезвычайно важную для метеорологов задачу совместного изучения
озона и общих проблем движения атмосферы. Внимание, привле-
привлеченное к этой проблеме, заставило расширить наблюдения озона,
доведя число обсерваторий, наблюдающих озон, до 58 во время
Международного геофизического года и до 140 в 1971 г. Материал
наблюдений охватил уже все континенты Земли. Были собраны
многочисленные наблюдения озонозондов, а исследования поведе-
поведения и переноса озона в областях циклонов, фронтов, конвергенции
и дивергенции были начаты как в экспериментальном, так и в тео-
теоретическом аспекте.
В нашу эпоху, когда о свойствах и движении стратосферы мы
знаем уже довольно много, стало возможным объединить изучение
фотохимических процессов с участием озона (зависящих от темпе-
температуры и влажности) и процессов его переноса воздушными тече-
течениями малых и больших масштабов. Данные об озоне стали ин-
инструментом дальнейшего изучения течений и в то же время
указали на возможный вклад озона в формирование атмосферной
циркуляции.
§ 2. Значение озона для человека,
для жизни и для изучения атмосферы
Сколь ни мало содержание озона в воздухе атмосферы, осо-
особенно в тропосфере, его значение для жизни на Земле чрезвычайно
велико. Опыт показывает, что даже низшие формы жизни очень
сильно зависят, точнее сказать, сильно страдают от избытка уль-
ультрафиолетовой радиации, того избытка, какой мог бы быть в спек-
спектре достигающего земной поверхности солнечного луча в отсутст-
отсутствии озона в атмосфере. Ультрафиолетовая радиация разлагает
хроматин клеточного ядра и препятствует делению последнего, т.е.
размножению клеток. Этот эффект очень силен при длине волны
255—265 нм и существенно убывает при д>290 нм. В море жизнь
защищена от ультрафиолета непрозрачной для него водой и могла
поэтому зародиться очень рано, когда еще только возникала плот-
плотная кислородная, содержащая озон атмосфера Земли. Со временем
озон, ослабляя ультрафиолетовую радиацию, сделал возможной
жизнь и на суше. Здесь первичные формы жизни приспособились
к той солнечной радиации, которую пропускает озон (Х>290 нм),
но остались очень чувствительны к более коротким длинам волн.
В более сложных организмах, в том числе и человеческом, уль-
ультрафиолетовая радиация, контролируемая озоном, вызывает раз-
разнообразные и важные эффекты. Она повреждает молекулы дезок-
сирибонуклеиновой кислоты (ДНК)—одного из важнейших эле-
элементов живой материи, и последние перестают служить матрицей
для воспроизведения новых таких же молекул, т. е. их размноже-
размножение становится невозможным. В тканях человека возникает гиста-
мин — капиллярный яд, расширяющий кровеносные сосуды и соз-
создающий ожог кожи. С другой стороны, радиация эта содействует
образованию в организме человека и животных витамина D, спо-
способствующего, в частности, усвоению организмом фосфора и обра-
образованию костей. Без него, вероятно, высшие формы жизни были
бы невозможны на Земле.
Озон, образующийся при некоторых производствах, содержа-
содержащийся в воздухе больших городов и пр., может быть вреден сам
по себе. Он раздражает дыхательные пути человека при объемной
концентрации всего 0,1 • 10~6; предельно допустимая концентрация
О3 в воздухе при воздействии в течение 1—2 часов, по исследова-
исследованиям гигиенистов, равна 10~6 по весу A,5- 10~ по объему). Концен-
Концентрация по объему 5- 10~6 уже опасна для жизни, а такое содержа-
содержание озона наблюдается в верхней стратосфере довольно часто. На-
Например, весной вредные концентрации озона могут наблюдаться
уже на высотах 12—13 км, опасные для жизни — выше 21 км [273].
В самолетах, которые в будущем станут систематически летать
на таких высотах, команду и пассажиров нужно будет защищать
от избытка озона. Для полетов даже на меньших высотах от синоп-
синоптика понадобится прогноз возможных повышений концентрации
озона, случающихся, например, в высотных циклонах, и пр. Ниже
мы увидим, как распределение озона зависит от течений воздуха
в стратосфере и как Оз может иногда оттуда проникать даже в тро-
тропосферу. В тропосфере, как выяснилось в последние годы, к нему
добавляется (порой в опасной пропорции) озон промышленных за-
загрязнений атмосферы.
В итоге, подобно тому как диагноз и прогноз движений атмо-
атмосферы являются конечной и самой нужной для практики задачей
физики атмосферы, так и изучение динамики озона в стратосфере
и тропосфере является важнейшей целью исследований физики
озона.

ГЛАВА II
СТРАНИЦЫ ИСТОРИИ
Эту главу мы посвятим ранней истории изучения озона. Как
и всегда в истории физики, смена методов наблюдения и исследо-
исследования, цепь развивающихся идей и представлений могут быть до-
довольно поучительны и для ученых нового поколения. Не раз случа-
случалось, что касающиеся озона как будто давно забытые гипотезы
или ряды наблюдений, сделанных в прошлом веке, подсказывали
новые пути исследований.
Изложение истории мы доведем примерно до 1954 г. — до того
времени, когда начался новый этап более широкого и комплекс-
комплексного изучения озона. Позднейшие работы, важные для нас, мы ис-
используем в дальнейших главах этой книги.
§ 3. Открытие озона и первые шаги
наблюдений его в XIX в.
Хотя эффекты, которые можно связать с появлением озона, на-
например резкий запах, возникающий при электрических искрах,
вблизи электростатических машин или при грозе, были известны
более двух веков назад, в науку озон вошел значительно позднее.
В 1840 г. базельский химик Христиан Фридрих Шенбейн
A799—1868 гг.) сообщил в письме директору Парижской обсерва-
обсерватории Араго, что по его наблюдениям запах, выделяющийся при
электрических разрядах в воздухе (в том числе и при грозе) и при
разложении воды «вольтаическим током», имеет одну и ту же
причину [360]. Запах этот принадлежит, по мнению Шепбейна,
газу, который он назвал озоном (от греческого слова 6?со — иметь
запах). Шенбейн обнаружил, что озон может окислять опилки же-
железа, свинца, мышьяка и т. д., распадаясь при этом. Открыв, что
озон обладает свойством деполяризовать платиновые электроды
в воздухе, уже тогда Шенбейн предложил Араго организовать на-
наблюдения за озоном атмосферы на основе этого его свойства.
Позднее Шенбейн [361] нашел несложный и удобный химиче-
химический метод определения озона в воздухе — по степени посинения
бумаги, пропитанной раствором йодистого калия и крахмала, т. е.
по некоторой условной визуальной шкале. По такому способу, не-
несмотря на его очевидную примитивность, были проведены во мно-
многих местах Европы длительные наблюдения. В табл. 1 для примера
помещены выводы из наблюдений, сделанных Карлинским в Кра-
Кракове [252] и Престелем в Эмдепе [325].
Таблица 1
Среднее количество <
Место
наблю-
Краков
Э.мден
Готы
наблюдении
1857—1S73
1853—1873
I
5,4S
3,79
ззона
и
6,44
4,64
в приземном воздухе по
Шенбейна
Ш
7,16
5,49
IV
7,Ю
5,07
V
7,00
5,04
VI
6,97
4,79
VII
6,16
4,29
относительной
VIII
6,45
4,47
IX
6,41
3,99
х
5,85
3,64
шкале
XI
4,88
3,87
XII
4,99
3,35
Упомянем, что небольшой ряд наблюдений, осуществленных та-
таким же способом в 1874 г. Циттелем в Египте [430], указал на за-
замечательный факт: над песчаной пустыней озона в воздухе зна-
значительно больше G,3 по шкале Шепбейна), чем в близлежащей
долине Нила D,8). Шестьдесят лет спустя наблюдения полного ко-
количества озона подтвердили, что в средних широтах оно достигает
максимума весной и минимума поздней осенью, так же как при
оценке содержания озона по методу Шенбейна. Было подтверж-
подтверждено и то, что приземный озон может сильно зависеть от подсти-
подстилающей поверхности.
Немного позднее для наблюдения озона был применен более со-
совершенный химический .метод — наблюдение окисления озоном
мышьяковистокислого калия KAsO3 в мышьяковокислый KAsO4
в присутствии KI. Этот способ был известен еще Сорэ в 1854 г.,
но систематически его применил во Франции Леви. Последний
сделал большой ряд наблюдений за приземным озоном в обсерва-
обсерватории Монсури в Париже A876—1908 гг.). При этом были полу-
получены первые систематические количественные данные об озоне. Со-
Содержание последнего менялось от 1,4 мг/100 м3 в феврале до
0,7 мг/100 м3 в декабре и в среднем за год в 1876—1881 гг. было
равно 1,11 мг/100 м3. Эта величина довольно близка к современ-
современным данным для Средней Европы. Так, например, в Дрездене со-
содержание О3 в среднем равно 0,97 мг/100 м3.
Весьма поучительными были успехи и неудачи оптического ис-
исследования озона атмосферы. В 1878—1879 гг. Корню во Франции,
изучая ультрафиолетовую границу солнечного спектра, провел ряд
фотографических наблюдений спектра. Несколько удачных снимков
было сделано почти одновременно на вершине Риффельберга
B570 м) в массиве Монте-Роза, во Вьеже у подножия этого мас-
массива, на вершине Риги и в Куртене на равнине. Корню думал (и
был обманут в своем ожидании), что при наблюдении в горах эту
границу спектра удастся заставить отступить. Она, однако, и там
оставалась вблизи л = 2932 А. Корню заключил [171], что «атмо-
«атмосфера Земли имеет такую сильную поглощающую способность, что

большая часть ультрафиолетового солнечного спектра фактически
ускользает (est derobe) от наших наблюдении». В своей статье
1879 г. он, однако, остерегся высказать какое-либо предположение
о природе этого поглощения. Столь же осторожен Корню был и
в 1890 г., когда смог присоединить к прежним данным еще наблю-
наблюдения на Тенерифском пике, сделанные в 1888 г. уже на высоте
3700 м [170], где граница спектра сдвинулась всего до 2922 А.
В 1881 г. профессор химии из Дублина Гартли 1 [232, 233] опуб-
опубликовал два мемуара, получившие большую известность в истории
изучения озона. Начиная с 1878 г. Гартли наблюдал в лаборатории
поглощение света различными газами; в 1881 г. пришла очередь
озона. Гартли взял трубку длиной 90 см, закрытую с обоих концов
кварцевыми пластинками, и наполнил ее смесью кислорода и
озона. Количество озона в этой смеси проверялось химической ре-
реакцией, бывшей тогда уже классической, — по разрушению озоном
йодистого калия в растворе. Остаточный KI при этом титровался
гипосульфитом с каплей крахмала, позволяющего по окраске об-
обнаружить последние следы иода. Концентрация озона была близ-
близкой к 1/2000. Гартли постарался одновременно устранить из смеси
О2 и Оз возможную примесь двуокиси азота или хлора.
Сфотографированные в свете электрической искры спектры
озона содержали широкую и очень интенсивную полосу погло-
поглощения между 285 и 233 нм с максимумом поглощения около
256 нм.
Во втором мемуаре Гартли напомнил о старом наблюдении
Миллера A863 г.), что в своей ультрафиолетовой части спектр ме-
металлов гораздо длиннее (он простирается до 200 нм), чем спектр
Солнца. Гартли также обстоятельно цитировал уже известный нам
мемуар Корню A879 г.) о границе солнечного спектра. Все это
привело Гартли к заключению, что «необыкновенно большое погло-
поглощение ультрафиолетовых лучей озоном и доказанное существова-
существование этого вещества как нормальной слагающей атмосферы, а также
огромное протяжение атмосферы как таковой достойны, чтобы при-
привести нас к выводу, не зависит ли граница солнечного спектра от
озона». Далее он утверждал еще более определенно, что «погло-
«поглощающей составной частью атмосферы является озон, так как пре-
предел солнечного спектра соответствует пределу поглощения, вызы-
вызываемого озоном».
Гартли утверждал, что озон является причиной того, что «небо
голубое и даль тоже голубая». Эта неверная идея была тем более
странной, что тогда уже были хорошо известны как опыты Тиндаля
с голубыми дымами, так и теории голубого цвета неба, высказан-
высказанные Леонардо да Винчи, Соссюром и Стреттом (Рэлеем). Сравни-
Сравнивая цвет неба с цветом озонированного кислорода, Гартли даже
попытался оценить количество озона в атмосфере, равное, по его
мнению, 2,5 мг в вертикальном столбе атмосферы сечением 1 см2.
Истинная величина — около 0,6 мг — в 4 раза меньше, но вплоть
до 1920 г. в науке не было более точных данных о количестве
озона в атмосфере, чем у Гартли.
Гартли, однако, не ограничился доказательством существования
озона в верхней атмосфере. Он сравнил наблюдения Рейзе, от-
открывшего методом Шенбейна увеличение количества озона в ат-
атмосфере с высотой, и наблюдения Леви, обнаружившего, в част-
частности, в Монсури увеличение количества приземного озона при
юго-западных ветрах и уменьшение при северо-восточных. И Гар-
Гартли замечательным образом вывел из этих наблюдений озона, что
юго-западные ветры являются «потоками воздуха, идущими от эк-
экватора к полюсу и охлаждающимися при этом достаточно, чтобы
опуститься с небес в наши широты. . .»
В своих выводах Гартли прямо утверждал, что озон — нормаль-
нормальная составляющая верхней атмосферы, где он находится в боль-
большей пропорции, чем вблизи земной поверхности. Свой второй ме-
мемуар он закончил пророческими словами: «Я вполне уверен, что
фотографический спектроскоп, такой, какой применял я, может
стать ценным метеорологическим прибором из-за исключительной
чувствительности ультрафиолетовых лучей к поглощательному
действию ничтожных следов различных веществ, в особенности сле-
следов озона».
Мы остановились несколько подробнее на изложении работ
Гартли потому, что их подлинники остались малоизвестными и что
его важные идеи вышли далеко за пределы открытия главной по-
полосы поглощения озона, которое всегда считалось главной заслугой
Гартли.
В 1890 г. английский астроном Геггинс [246] наблюдал спектр
яркой звезды Сириус и обнаружил в нем группу из шести довольно
широких «линий»1 поглощения с длинами волн 3338, 3311, 3278,
3254, 3326 и 3199 А. Они позднее получили название «полосы Гег-
гинса». Последний, правда, не отождествил их с полосами погло-
поглощения озона атмосферы и считал их просто особенностью спектра
Сириуса.
С другой стороны, Ладенбург и Леман [271], которые в 1906 г.
наблюдали в лаборатории эти же полосы в спектре поглощения
озона, также не обратили внимания на тождественность их с «по-
«полосами Сириуса». Сходство лабораторного и звездного спектров
в этой области спектра — при Я>3000 А — было замечено только
в 1917 г. Фаулером и Рэлеем [217] после того, как Коль обнаружил
эти полосы также в спектрах ряда других звезд — Капеллы, Беги
и Ригеля.
В XX в. были предприняты новые попытки обнаружить расшире-
расширение солнечного спектра в коротковолновую часть на больших вы-
высотах в атмосфере. Такие попытки сделали, например, Мите и Ле-
Леман на горе Монте-Роза D560 м) в 1909 г. [290] и Виганд на аэро-
аэростате над Галле на высоте 9000 м в 1913 г. — и снова неудачно.
Таким образом, идея, что поглощающее вещество находится
1 Фамилию эту часто читали «Гартлей».
1 Он назвал их линиями, хотя это по существу полосы.
10

значительно выше, в стратосфере, понемному приобретала реаль-
реальность.
Вернемся, однако, несколько назад. В 1882 г. французский фи-
физик Шаппюи, охлаждая смесь кислорода и озона жидким этиле-
этиленом, сумел получить озон в виде капель темно-синей жидкости (ки-
(кипящей при —112° С). Шаппюи обнаружил также [166], что озон
имеет не менее 11 слабых полос поглощения в видимой части
спектра. Из них наиболее интенсивными оказались две полосы:
609,5—593,5 и 577,0—560,0 нм. Шаппюи связал существование этих
полос с синеватой окраской газообразного и жидкого озона и даже
думал, как л Гартли (и тоже, конечно, неверно!), что от нее за-
зависит и голубой цвег неба. Мы теперь знаем, что эти полосы, на-
называемые нами полосами Шаппюи, создают интенсивную окраску
края земной тени, когда последняя проектируется после захода
Солнца к а восточную часть небосвода.
Еще в 1861 г. Тиндаль заметил, что озон сильно поглощает, как
тогда говорили, «лучистое тепло», испускаемое черным телом при
100° С [381]. Онгстрем в 1904 г. с помощью спектроболографа об-
обнаружил в инфракрасной части спектра О3 ряд полос поглощения
и оценил соответствующие им длины волн: 4,8; 5,8 и 9,1 —10,0 мкм.
Последняя из этих полос была исключительно интенсивной, и Онг-
Онгстрем указал, что она должна сильно способствовать поглощению
атмосферой излучения Земли [142, 143]. В работе [142] Онгстрем
написал пророческие слова о том, что «солнечное излучение ока-
оказывает озонирующее влияние на верхние слои атмосферы». Пона-
Понадобилось, однако, еще 25 лет, чтобы была сформулирована пер-
первая фотохимическая теория озона.
§ 4. Обнаружение слоя озона в верхней атмосфере
и первые оценки его мощности и высоты
Возникновение современных методов наблюдения озона атмо-
атмосферы связано в большой мере с именем Фабри.
Шарль Фабри A868—1945 гг.), уроженец Марселя, с 1892 по
1921 г. был профессором физики в Марсельском университете.
В 1919 г. его назначили директором созданного в том же году Ин-
Института оптики в Париже. С 1921 г. Фабри — профессор физики
в Сорбонне, где его лекции собирали всегда большое число слуша-
слушателей, а затем привлекли к нему и большое число способных уче-
учеников. В 1927 г. он был избран членом Парижской академии наук.
Очень большую известность принесли Фабри его первые работы
по инструментальной оптике и создание интерферометра A892—
1899 гг.), позволившего затем установить эталон длины, опираю-
опирающийся на оптический стандарт A913 г.). Из оптических исследова-
исследований, после того как Фабри в лаборатории в 1913 г. выполнил бле-
блестящее определение поглощательной способности озона, вышли
многочисленные его работы по атмосферной оптике и озону. В них
приняли участие его многочисленные сотрудники, например Бюис-
12
сон, и ученики, среди которых были Шалонж, Коланж, Кабаш
Э. и А. Васси и многие другие.
Исследования атмосферного озона под руководством Фабр
быстро приняли такой размах, что в 1929 г. он смог уже собрат
в Париже первый конгресс по атмосферному озону, заслушавши
ряд основополагающих докладов па эту тему.
Десятый симпозиум по атмосферному озону, собравшийся в М<
пако в сентябре 1968 г., был открыт докладами Леконта, Арнульй
и Э. Васси, изложивших историю работ Фабри и его вклад в и
следование озона.
Проведенные в 1912—1913 гг. во Франции наблюдения Фабри
Бюиссона заложили основу современных методов озонометрии. Оь
исходили из аккуратного определения коэффициентов поглощен!
озона в лаборатории [210],
показавшего, что деся- ?у
тичный коэффициент по- <Р
глощения озона увеличи-
увеличивается от 0,057 при 3341 А
до 122 при 2536 А.
Приближенно оценив
поглощение атмосферной
радиации Солнца с дли-
длиной волны примерно
3000 А, Фабри и Бюиссон
вычислили, что «дабы
произвести это поглоще-
поглощение, нужно, чтобы атмо-
атмосфера содержала количе-
количество озона,эквивалентное
слою толщиной 5 мм при
нормальном давлении».
Так была введена та единица измерения общего количества озо
X, которой мы пользуемся и теперь.
К наблюдениям озона в естественных условиях Фабри и Бкм
сон смогли приступить значительно позднее, только после перв
мировой войны. Для своих наблюдений они впервые построй
двойной (или, как они его назвали, «перекрестный») спектрогр
(рис. 1), внутри которого почти целиком устранено рассеяь
света. Результаты 14-дневных наблюдений прямого солнечнс
света в Марселе между 21 мая и 23 июня 1920 г. при длинах вс
от 2922 до 3243 А позволили впервые надежно определить обп
количество озона в атмосфере. Оно оказалось равным в среди
0,3 см приведенной толщины слоя озона, но в отдельных случг
менялось на ±20%, от 0,28 до 0,34 см [211].
Незадолго до этого A918 г.) Рэлей в Англии наблюдал, i
озон нижней атмосферы поглощает излучение ртутной лам
с длиной волны 2536 А на пути луча длиной 6,45 км. Поглоще1
было невелико, из чего следовало, что концентрация озона в ш
ней атмосфере незначительна.
Рис. 1. Схема перекрестного спектрографа
Фабри и Бюиссона.

Для оценки высоты расположения основной массы озона Фабри
и Бюиссон предложили наблюдать ослабление радиации Солнца
при меняющихся зенитных расстояниях. Этот способ, хотя и очень
приближенный, подтвердил окончательно гипотезу Гартли, Шап-
пюи и Онгстрема, что озон образует некоторый слой на довольно
большой высоте в атмосфере.
Следуя этому способу, Ламбер, Дежарден и Шалонж в 1926 г.
оценили высоту слоя озона в 45 км. Гетц и Добсон в 1928 г., не-
несколько уточнив схему Фабри и Бюиссона и используя наблюдения,
сделанные в Арозе в 1927 г., нашли, что центр тяжести слоя озона
должен быть в среднем на высоте около 34 км.
§ 5. Развитие методов наблюдения озона
и возникновение сети озонометрических обсерваторий
Эпоха 1920-х годов была отмечена быстрым развитием методов
наблюдения озона, распространением последних на разные страны
и началом международного сотрудничества в этой области.
В Швейцарии начало озонометрических исследований было до-
довольно скромным. В 1921 г. Гетц создал в Арозе — горном клима-
климатическом курорте на высоте 1860 м — небольшую светоклиматиче-
скую обсерваторию» для изучения воздействия света и климата
на больной организм человека. При этом для наблюдения биоло-
биологически активной ультрафиолетовой радиации Гетц применял кад-
кадмиевый фотоэлемент, спектральная характеристика чувствительно-
чувствительности которого близка к таковой человеческой кожи. Поскольку
ультрафиолетовая радиация существенно «затеняется» озоном, не
удивительно, что Гетц очень скоро перешел к наблюдению послед-
последнего. Наблюдения озона по свету звезд привели его, между про-
прочим, и к постановке вопроса (до сих пор все еще мало изученного)
о режиме озона во время полярной ночи. В 1926 г. в книге Гетца
«Радиационный климат Арозы» были уже приведены данные пер-
первых простейших наблюдений за озоном за два с половиной года
[223]. Наблюдения в Арозе продолжаются почти без перерыва и до
сегодняшнего дня — это самый длинный однородный опубликован-
опубликованный ряд данных об озоне. Он особенно ценен и потому, что на вы-
высоте Арозы воздух обычно очень чист и влияние аэрозоля на на-
наблюдения мало.
В 1929 г. Гетц построил для наблюдения озона уже весьма со-
совершенный спектрограф с двойным рассеянием. Он был описан
в опубликованной Гетцем первой монографии на эту тему «Das
atmospharische Ozon» A931 г., [226]), которая вышла в 1934 г.
в русском переводе. В ней мы находим также обзор имевшегося
тогда материала наблюдений и даже первый график изоплет, ха-
характеризующий годовой ход и широтное распределение среднего
общего количества озона (рис. 2).
В Великобритании Линдеман и Добсон, наблюдая торможение
метеоров в земной атмосфере, обнаружили в 1922 г., что на высо-
высотах 30—50 км плотность воздуха слишком велика (в 102—103 раз)
по сравнению с плотностью, экстраполированной с меньших высот
по барометрической формуле. Это значило, что в слое 30—50 км
температуры сравнительно высоки и что это, вероятно, вызвано
поглощением солнечного тепла в слое озона. Заинтересовавшись
обнаруженным явлением, Добсон обратился к наблюдению атмо-
атмосферного озона.
Гордон Миллер Боури Добсон родился в Англии A889 г.),
учился в Кембриджском университете. Его научная работа нача-
началась в 1913 г., а в 1920 г. он опубликовал большое статистическое
исследование о температурах и ветрах стратосферы. С 1927 г. Доб-
Добсон— профессор метеорологии Оксфордского университета и член
Лондонского королевского общества. О его работах по озономет-
рии, продолжающихся и сейчас, мы расскажем подробнее в этой
и следующих главах нашей книги. Напомним также, что еще
в 1946 г. Добсон описал модель весьма точного гигрометра точки
росы для наблюдений в стратосфере — при низких температурах
и влажности; этот прибор произвел революцию в аэрологии.
В 1963 г. Добсон издал превосходную популярную книгу «Explo-
«Exploring the atmosphere».
В 1924 г. Добсон создал простой прибор для определения коли-
количества озона, в котором использована призма Фери для разложе-
разложения солнечного луча в спектр, и оптический клин. Применяя фото-
фотографическую спектральную регистрацию, так можно было опреде-
определять интенсивность радиации во всем спектре Солнца вплоть до
2950 А.
Для ослабления видимой части спектра, создававшей в приборе
сильный рассеянный свет, Добсон применил светофильтр из хлора
и паров брома, заключенных в закрытой с обеих сторон кварце-
кварцевыми пластинками трубке длиной 25 см. Наблюдения с этими при-
приборами начались в Оксфорде 17 февраля 1925 г. Они сразу обнару-
обнаружили большую изменчивость озона, в частности его значительное
нарастание в весенние месяцы и убывание летом.
Вскоре Лондонское королевское общество, заинтересовавшись
проблемой озона, дало средства на постройку еще пяти приборов
с призмой Фери. Они были изготовлены в 1925—1926 гг. и уста-
установлены затем в Валенсии (Ирландия), Леруике (Шетландские
острова), Абйску (Швеция), Линденберге (Германия) и Арозе
(Швейцария). Еще один такой прибор сделал Хильгер для Смитсо-
нианского института (США). Этот прибор был установлен в обсер-
обсерватории на горе Монтецума в Чили.
Фотографии спектров, полученные на упомянутых пяти европей-
европейских станциях, проявлялись и обрабатывались в Оксфорде. Это не
всегда было удобно, и хотя промер фотографий требовал много
времени, зато он обеспечивал однородность выводов из наблюде-
наблюдений, сделанных в разных обсерваториях [189].
Так были начаты в Европе наблюдения на небольшой, но пра-
правильно организованной сети станций. Уже очень скоро сравнение
наблюдений в Марселе и Арозе в 1927 г., а также опыты построения
14
15

XI XII
XI XII
Рис. 2. Изоплеты географического и сезонного распределения
а — по Гетцу A934 г.), б — по Гетцу A944 г.), в — по
XI XII I II /// IV V VI Vll VIII IX X
/// IV V VI VII VIII IX X XI XII
общего количества озона (в 10~3 см).
Норманду A954 г.), г — по Годсону A960 г.).
9 Зак. № 513

синоптических карт озона обнаружили, например, влияние про-
проходящих над Западной Европой циклонов на озон.
В 1928 г. оксфордские приборы были перераспределены и уста-
установлены на Тейбл-Маунтин в Калифорнии, в Гелуане (Египет), Ко-
дайканале (Индия) и Крайстчерче (Новая Зеландия). Наблюде-
Наблюдения, проведенные в 1926—1929 гг., позволили уже описать годовой
ход количества озона и выяснить также зависимость распределе-
распределения озона от географической широты, представленную на упомяну-
упомянутой выше диаграмме Гетца (см. рис. 2).
Заинтересовавшись вопросом о ходе озона в высоких широтах —
в области длинного полярного дня, Гетц, имея в распоряжении
спектрограф типа Фабри—Бюиссона и пятый оптический спектро-
спектрограф с призмой Фери, летом 1929 г. организовал наблюдения на
Шпицбергене в Кингсбее под 78° с. ш. Он сделал там очень важ-
важное наблюдение, заключающееся в следующем: в рассеянном свете
неба [ при очень низком Солнце наблюдается «обращение». Именно
обнаружилось, что отношение Е\\Е% (?i— интенсивность более ко-
коротковолновой радиации, Е2 — интенсивность более длинноволновой
радиации), убывающее по мере приближения Солнца к горизонту
(т. е. по мере роста его зенитного расстояния ?), с некоторого
момента начинает расти. Гетц сделал правильный и очень важный
вывод, что этот «эффект обращения» (Umkehreffekt) может дать
понятие о вертикальном распределении озона, о котором до тех
пор было известно довольно мало [225]. Этот эффект затем наблю-
наблюдали Шалонж на Пик-дю-Миди во Франции и Добсон в Окс-
Оксфорде.
В 1931 г. Гетц и Добсон подробно разобрали способ использо-
использования эффекта обращения для расчета вертикального распределе-
распределения озона. Они предложили два метода: 1) более простой метод,
примененный ими впервые в Арозе и сводившийся к вычислению
средней концентрации озона в слоях 20—35 и 35—50 км по двум
наблюденным отношениям Е\/Е2 при двух разных ? и 2) более
сложный метод, разработанный в Оксфорде и позволяющий оце-
оценить концентрации озона в восьми слоях так, чтобы наилучшим
образом удовлетворить определениям Е\\Еч при большом числе
возрастающих зенитных расстояний Солнца.
Кривые вертикального распределения, приведенные в статье
[225], уже обнаружили характерные черты вертикального распре-
распределения озона как в полярных, так и в умеренных широтах. Ока-
Оказалось, что прежние оценки высоты слоя озона C4—45 км) су-
существенно завышены.
Метод обращения был примером решения обратных задач,
столь широко рассматриваемых теперь в физике атмосферы и
Земли. Сюда относится, например, определение газового состава,
аэрозольных примесей, температуры атмосферы, строения облаков
и т. д. по ослаблению в атмосфере световых лучей, изучение строе-
строения земной коры и мантии Земли сейсмическими методами и мно-
многое другое.1
Еще в работе Гетца и Добсона [225] было замечено, что, ис-
используя эффект обращения, по одним и тем же данным можно по-
построить несколько совершенно разных профилей озона. По совре-
современной терминологии это типичная «некорректная задача». И хотя
в 1950 г. один крупнейший математик писал, что «решение задачи,
некорректно поставленной, в большинстве случаев не имеет ника-
никакой практической ценности», теперь геофизики часто с успехом ис-
используют такого рода решения.
Опыт озонометрических наблюдений 1920—1928 гг. позволил
создать новый, гораздо более совершенный прибор, открывший
новую эпоху в изучении озона атмосферы. Примерно в 1928 г. фи-
физикам стали доступны изготовляемые промышленностью в массо-
массовом количестве довольно хорошие фотоэлементы и усилители. Доб-
Добсон воспользовался этим, чтобы разработать в 1929—1931 гг. кон-
конструкцию нового спектрофотометра с газонаполненными натрие-
натриевыми фотоэлементами и с кварцевым окошком. Прибор [187] был
построен по принципу двойного монохроматора, устраняющему эф-
эффект рассеяния света в приборе. Из пучка солнечного света, раз-
разложенного в спектр кварцевой призмой, с помощью специального
экрана выделялись две избранные длины волны Х\ и л2. Соответст-
Соответствующие потоки излучения h и h собирались снова при помощи
второй призмы и направлялись на щель, за которой был помещен
фотоэлемент. Излучение более интенсивной длины волны ослабля-
ослаблялось с помощью фотометрического клина так, чтобы оно уравнива-
уравнивалось с излучением другой волны. К сожалению, изготовлявшиеся
в то время желатиновые оптические клинья были малоудовлетво-
малоудовлетворительны.
В спектрофотометре Добсона были выбраны первоначально
длины волн ?ч = 3110 А и Х2 = 3265 А, для которых коэффициенты
поглощения принимались равными соответственно 1,275 и 0,122.
Для наблюдений при облачном небе Добсон предложил оценивать
ослабление света облаками по наблюдению волны 4435 А.
Будучи по замыслу простым и доступным (хотя со временем он
стал довольно дорогим и громоздким), прибор Добсона сделал
возможными наблюдения озона на большой сети обсервато-
обсерваторий. Позднее спектрофотометр стал и стандартным прибором, по
которому градуировались другие озонометры. Он сохраняет
свое господствующее положение в озонометрии и в наше
время.
1 Добсон еще раньше пытался наблюдать озон по рассеянному свету облач-
облачного неба (правда, не совсем удачно).
1 В 1933 г. пространные выкладки привели Пекериса [314] к выводу, что эф-
эффект обращения не связан с распределением озона и не может дать сведений
о нем. Этот вывод в 1950-х годах не раз обсуждался специалистами по озону и
даже имел сторонников. Однако, как мы обнаружили, единственный в Москве
том Трудов Норвежской академии наук со статьей Пекериса остался неразре-
неразрезанным, и, очевидно, ее обсуждение велось ранее «из вторых рук».
2* 19

§ 6. Первые исследования озона в СССР
Первая в СССР обзорная работа, посвященная атмосферному
озону, была написана в 1928 г. О. Адеркас [1]. Уже тогда можно
было предвидеть, насколько проблема озона станет важной для
расчета радиационного баланса атмосферы и для понимания во-
вопроса о защите жизни на Земле от избытка ультрафиолетовой ра-
радиации.
В 1933 г., изучая важный для астрономов вопрос о спектраль-
спектральной прозрачности атмосферы (имея в виду, в частности, и уточне-
уточнение величины солнечной постоянной), Н. П. Лугин сделал впервые
в СССР определения количества озона. Эта работа была выполнена
под руководством акад. В. Г. Фесенкова в Астрофизической обсер-
обсерватории в Кучино под Москвой. Лугии использовал для своих на-
наблюдений кварцевый спектрограф. Он смог определить уже при
своих первых опытах наблюдений коэффициенты прозрачности ат-
атмосферы в 11 областях спектра от 6900 до 3300 А и позднее сделал
это еще для ряда длин воли от 3170 до 3036 А. При расчетах Лугии
учел молекулярное рассеяние и использовал коэффициенты погло-
поглощения озона, определенные в 1913 г. Фабри и Бюиссоном. Первое
удачное определение озона было осуществлено 21 мая 1933 г., когда
над Москвой X оказалось равным 0,339 см. Автор считал, что сред-
средняя ошибка наблюдения по спектрографу составляла 0,004—
0,020 см [87, 88].
Эти наблюдения были продолжены в периоды с февраля по сен-
сентябрь 1934 г. и с февраля по октябрь 1935 г. с некоторыми усовер-
усовершенствованиями прибора (спектрограф был помещен на азиму-
азимутальную установку и пр.), которые снизили случайную ошибку од-
одного определения до 0,001—0,004 см.
Чрезвычайно интересным было предложение В. Г. Фесенкова,
восходящее к 1932 г. и детально разобранное в его статье в 1937 г.
[119, 120], о наблюдении озона при лунных затмениях. Эта идея
лишь значительно позднее была разработана зарубежными уче-
учеными. О ней мы скажем подробнее в главе IV.
Почти одновременно с упомянутыми работами в Москве
С. Ф. Родионов с сотрудниками Ленинградского университета на-
начали наблюдения ультрафиолетового участка солнечного спектра
с помощью счетчика света. Они работали на Кавказе летом 1933 г.
в Домбае A600 м над уровнем моря) и в 1934—1935 гг. во время
Эльбрусской экспедиции Академии наук в Терсколе B100 м), на
Кругозоре C200 м) и на Приюте Девяти D250 м). Эти наблюдения
позволили сделать первые на Кавказе определения общего количе-
количества озона. Например, в период 2—30 августа 1935 г. здесь в сред-
среднем X было равно 0,245 см. Наблюдавшаяся линейная зависимость
\g(E\/E2) от sec ? убедило исследователей, что влияние аэрозолей
было очень незначительно в чистой горной атмосфере.
В той же Эльбрусской экспедиции в 1935 г. В. В. Балаков с со-
сотрудниками [5], наблюдая с помощью спектрографа свет удален-
удаленной на 1,5—2,2 км кварцевой дуги, измерили содержание озона
в приземном слое воздуха. Оно было равно 0,0028 см/км внизу,
в Терсколе, и 0,0042 см/км на уровне 4250—4800 м, что указывало
на отчетливое увеличение концентрации озона с высотой. М. А. Кон-
Константинова-Шлезингер [71] в этой экспедиции применила для хи-
химического анализа воздуха на озон по идее акад. С. И. Вавилова
флюоресцентный метод. Она наблюдала флюоресценцию акридина
С13Н9Х, образующегося при окислении раствора дигидроакридина
ClsHuN озоном воздуха, продуваемого через раствор. Пробы воз-
воздуха, взятые на Приюте Девяти и седловине Эльбруса, дали соот-
соответственно 2,8 и 2,4 мг озона на 10 м3, т. е. несколько больше, чем
наблюдения оптическим методом.
В СССР после второй мировой войны проблему измерения атмо-
атмосферного озона деятельно разрабатывали в ЛГУ проф. С. Ф. Ро-
Родионов с сотрудниками (А. Л. Ошерович, Ш. А. Безверхний и др.).
Их работы подготовили создание советского сетевого озонометра.
В начале 1949 г. Родионов описал применение фотоэлектрического
умножителя (ФЭУ) вместе с оптической системой спектрофото-
спектрофотометра Добсона [107], один из экземпляров которого имелся тогда
в Главной геофизической обсерватории. Целью авторов было повы-
повысить на 2—3 порядка чувствительность спектрофотометра.
Сейчас во всем мире в спектрофотометрах Добсона также ис-
используются ФЭУ. В том же 1949 г. Родионов и Ошерович описали
и очень простой озопометр [106] с одним стеклянным светофильт-
светофильтром, имеющим эффективную длину волны 3240 А, с фотоэлементом
и двухламповым усилителем постоянного тока. Прибор этот был
испытан при наблюдениях, возобновившихся на Эльбрусе осенью
1948 г., и дал удовлетворительные результаты.
В 1951 г. в СССР была опубликована большая монография
«Атмосферный озон» [102], составленная сотрудницей Пулковской
главной астрономической обсерватории И. А. Прокофьевой. В этой
книге были подробно описаны физические свойства озона, методы
его наблюдения, многочисленные результаты последних, а также
изложены основы фотохимической теории атмосферного озона. Бла-
Благодаря своей полноте и систематичности эта монография была важ-
важной вехой на пути изучения озона. Она не утратила значения и до
сих пор.
Годом раньше была опубликована монография «L'ozone atmo-
spherique» Фабри [209]. Эта книга была подготовлена по материа-
материалам Фабри после смерти автора A945 г.) и издана его ученицей
А. Васси. В книге особенно подробно были подытожены успехи
французской школы исследователей озона. Акцент в книге был по-
поставлен на свойства озона и методы его наблюдений, в разработку
которых Фабри внес такой большой вклад. Заметно меньше вни-
внимания было уделено «озону в метеорологии» и особенно фотохими-
фотохимической теории озона.
Обзор метеорологических аспектов изучения озона дали в своих
несколько меньших по объему монографиях в 1950 г. Крэйг в США
[172] и в 1952 г. Лангло в Норвегии [273]. Последний уже под-
подробно рассмотрел перенос озона, его связь с воздушными течениями,
20
21

массами и фронтами. Отличные традиции норвежской школы,
давшей миру теорию циклонических возмущений и атмосферных
поверхностей раздела, принесли свою пользу и в этой книге.
Так почти одновременно в четырех разных странах был подве-
подведен итог первого этапа изучения атмосферного озона. Посвящен-
Посвященный в большой мере разработке методики наблюдения, этот этап
вывел науку на путь обобщений и изучения связей озона с цирку-
циркуляцией атмосферы.
Советские ученые, как мы видим, сумели уже на этом этапе
занять подобающее им место в международном коллективе иссле-
исследователей атмосферного озона.
§ 7. Начала фотохимической теории
Годы, когда был впервые описан спектрофотометр Добсона и
разработан метод обращения, были отмечены еще одним важней-
важнейшим шагом в физике озона — созданием теории слоя озона.
Мы не будем здесь останавливаться на имеющих лишь истори-
исторический интерес первых гипотезах Андерсона, который в 1928—
1929 гг. попытался связать образование озонного слоя с влиянием
корпускулярной радиации. Уже тогда было ясно, что энергия кос-
космических лучей слишком ничтожна для образования окружающего
Землю слоя озона.
В 1930 г. Чепмен, английский физик, уже приобретший большую
известность своими работами об атмосферных приливах и физике
верхней атмосферы, разработал так называемую теорию простого
слоя (или «одиночного» слоя). Она описала в первом, но уже
весьма хорошем приближении образование слоя озона, равно как
и слоя атомного кислорода выше 90 км [164]. В следующем,
1931 году, Чепмен применил ее с большим успехом и к описанию
слоев ионосферы.
Чепмен рассмотрел равновесие в атмосфере ее трех компо-
компонент— О, Ог и Оз. Он указал, что озон образуется при тройных
столкновениях
в которых участвует произвольная третья частица Л1 (N2, Ог и т. д.).
Вероятность такой рекомбинации определяется некоторой констан-
константой &12 и равна kxzNiNzNm, если обозначить через Nu ^2, N3 и Nm
концентрации частиц О, Ог, Оз и М в 1 см3.
Образование атомов кислорода, важных для реакции G.1), про-
происходит при диссоциации молекул Ог, поглощающих коротковол-
коротковолновые лучи солнечного ультрафиолетового спектра. Скорость этого
образования пропорциональна ЯЛ^, где Я зависит от дошедшей
сверху до данного уровня радиации этой части спектра.
Аналогично G,1) вероятность рекомбинации атомов кислорода
при тройном столкновении
G.1')
определяется некоторой константой kn. Такой процесс, однако, как
это знал Чепмен, важен лишь в более высоких слоях атмосферы.
Распад молекул озона вызывается, по Чепмену, как столкнове-
столкновениями
=О2
G.2)
вероятность которых равна k\zN\Nz, так и поглощением озоном
энергии более длинноволнового участка спектра, пропорциональ-
пропорциональным \iNz, где jll определяется дошедшей до данного уровня радиа-
радиацией этой части спектра и сечением поглощения молекулой озона.
По теории Чепмена послойную концентрацию озона в атмосфере
рассчитали в 1932—36 гг. Вульф и Деминг по формуле
G.3)
Примерно в это же время A931 г.) Мекке указал на возмож-
возможность образования в атмосфере возбужденных атомов кислорода
и участия их в возникновении молекул озона. К этой идее исследо-
исследователи фотохимии озона вернулись лишь недавно. Мекке дал фор-
формулу для зависимости N3 от давления воздуха р, используемого
как вертикальная координата:
где р' — давление на том уровне, где N3 достигает максимума,,
а Н — высота однородной атмосферы. При Н = 6,45 км (что соот-
соответствует Г = 220°К) максимум А^, по Мекке, должен находиться
на высоте 22 км, что хорошо согласуется с данными наблюдений.
В 1938 г. Гетц уточнил формулу G.4), учтя зависимость спектра
радиации и коэффициентов поглощения кислорода от высоты.
Фотохимическая теория, хорошо описавшая уже на самых пер-
первых своих шагах профиль концентрации и определившая высоту
озонного слоя, не смогла объяснить наблюдаемые годовые измене-
изменения профиля и зависимость его от широты. Эти две трудности по-
попытались устранить, так сказать, одним ударом в 1941 г. Э. и
А. Васси [397]. Они предположили, что коэффициенты k,i2 и ki3 ре-
реакций G.1) и G.2) и соответственно X являются функциями пол-
полного излучения Солнца / и температуры в слое озона Т. При этом,
а
предположив, что (ки/кхз) =k(T) ~ет , можно было объяснить, ис-
используя G.3), почему X достигает максимума в конце зимы или
весной и почему оно велико в холодных областях и мало в тропи-
тропических. Функция k(T), полученная непосредственно из наблюдений
озона в разные сезоны на широтах от 20 до 70° с. ш., действительно
а
была пропорциональна е , но ее значения были существенно
меньше, чем измеренные в лаборатории Эйкеном и Пататом
в 1936 г.
22

Исследования Э. и А. Васси были принципиально новым, очень
существенным шагом вперед в теории озона, связавшим ее с осо-
особенностями термической структуры атмосферы.
Обсуждая результаты этой работы в докладе, сделанном
в 1945 г., Фабри подошел к новой постановке вопроса, учитываю-
учитывающей, что «воздух находится в постоянном движении. Воздух, кото-
который находится над полярными областями в начале весны, не про-
провел там зимы». При этом несомненно, что «в игру вмешивается вся
проблема циркуляции атмосферы».
Опубликованная в 1944 г. работа Шроэра [362] о фотохимии
озона прошла мимо этих идей о влиянии структуры атмосферы на
профиль озона. С этого момента и примерно до середины 1960-х
годов фотохимическая теория озона мало продвинулась вперед.
Новейшее развитие фотохимической теории мы осветим
в главе VI.
С начала 1930-х годов, когда был создан спектрофотометр
Добсона, количество наблюдений за общим количеством озона
стало быстро расти. В Норвегии в 1935 г. был начат продолжаю-
продолжающийся до сих пор ряд наблюдений в Тромсё, отлично характеризую-
характеризующий вместе с позднейшими данными для Осло и Домбаса изменчи-
изменчивый озон субполярной области. Наблюдения в Индии, начатые
в Кодайканале в 1928 г. и затем в Бомбее в 1936 г. и распростра-
распространенные с 1945 г. на целую сеть станций, в свою очередь дали по-
подробное представление об озоне тропического пояса, вплоть до
10° с. ш. С 1941 г. наблюдения озона охватили США и Канаду
и т. д. Обзор развития озонометрической сети читатель найдет
в книге Крэйга [172] и в нашей монографии 1965 г. [134].
Новый толчок развитию озонометрии дал Международный гео-
геофизический год A957—1959 гг.). Идея единой системы междуна-
международных глобальных наблюдений оказалась исключительно полез-
полезной для изучения озона. Число наблюдавших озон обсерваторий
достигло 58, их данные удалось очень быстро опубликовать, сде-
сделать доступными широкому кругу ученых и положить в основу
многих научных исследований.
ГЛАВА III
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ОЗОНА
§ 8. Общие сведения
Озон есть аллотропическое видоизменение кислорода — трех-
трехатомный кислород, как это впервые, по-видимому, доказал Сорэ
в 1864 г. Вероятно, в молекуле озона атомы расположены по вер-
вершинам равнобедренного треугольника с боковой стороной 1,278 А
и углом при вершине 116° 49'. Недавно О. М. Розенталь [109] вы-
высказал предположение о несимметричной и нелинейной структуре
молекулы озона. Но Т. В. Ягодовская, Л. И. Некрасов и Н. П. Кли-
мушина в 1967 г. [136], вычисляя частоты колебаний молекулы
озона, подтвердили, что упомянутая выше симметричная треуголь-
треугольная модель его молекулы дает хорошее согласие с наблюдением.
Молекула озона Ох36 имеет массу 7,97 • 10~23 г.
В молекулу озона может входить также атом тяжелого кисло-
кислорода О18. При этом по приближенной оценке в атмосферном озоне
имеется около 0,21% молекул О16 О18 О16 и 0,41% молекул О16 О16
О18. Роль этих более тяжелых молекул в процессе образования или
разрушения озона пока еще не выяснена.
Моменты инерции молекулы озона О*6, если считать, что атомы
в ней расположены в виде равнобедренного треугольника, равны
соответственно 1А = 7,87 . 100, 1В = 62,84 • 100 и 1С = 70,89 X
Х10~~40 г • см2. Дипольный момент этой молекулы сравнительно ве-
велик и равен (—0,53±0,02)jD. Из-за него озон обладает довольно
сильным ротационным (вращательным) спектром, который можно
хорошо наблюдать в микроволновом диапазоне колебаний.
В табл. 2 по Юзу и др. приведены основные волновые числа коле-
колебаний озонной молекулы, в том числе включающей атом тяжелого
кислорода О18. Из таблицы видно, что более тяжелые молекулы
имеют несколько меньшие частоты колебаний.1
В газообразном виде озон имеет голубоватый оттенок, замет-
заметный при содержании в воздухе 15—20% озона. Он связан со сла-
слабым поглощением в оранжевой части спектра, в полосе Шаппюи,
наибольшим при Я = 6010 А.
В атмосфере окраска, создаваемая озоном, заметна, как мы
уже говорили, у серовато-синего края земной тени, отброшенной
1 Заметим, что v пропорционально частоте колебаний k, т. е. v=k/c, где с—
скорость света. О колебаниях молекулы озона см. подробнее в книге Гуди «Атмо-
«Атмосферная радиация» (М., «Мир», 1964).

на атмосферу, например на востоке после захода Солнца. По-
Поскольку здесь солнечные лучи прошли длинный косой путь сквозь
атмосферу и сквозь слой озона в ней, поглощение света в полосе
Шаппюи очень заметно, чем и объясняется эта окраска.
Таблица 2
Волновые числа озонных молекул различного состава
По Юзу
3
1110
701,4
1045,2
О10 О18 О"'
1080
697
1008
О к. о". О18
1095
688
1029
По Клафу и
Кнейзису
о36
1103,16
1042,10
Газообразный озон имеет при давлении 1 атм и 29° С плотность
рзо = 2,144- Ю" г/см3 и теплоемкость ср = 0,190 кал/г (при 0°С). Он
сжижается при —111,9° С в темно-синюю жидкость плотностью
1,46 и вязкостью 4,2- 10~2 П. Скрытая теплота его испарения равна
75,6 кал/г. При температуре —183° С жидкий озон имеет уже плот-
плотность 1,57, а при —192,7° он затвердевает в виде темно-фиолетовых
кристаллов. Критическая температура жидкого озона равна
—12,1° С, критическое давление 54,6 атм.
Характерный запах озона ощущается уже при его концентра-
концентрации в воздухе 10~4%.
Озон сильнее кислорода растворим в воде; его растворимость
при давлении 1 атм достигает 1,09 г/л при 0° С и 0,87 г/л при 10° С.
Заметим, что он хорошо адсорбируется силикагелем и алюмоге-
.лем. При парциальном давлении озона, например 20 мм рт. ст., и
при 0° С силикагель поглощает около 0,19% озона по весу. При
низких температурах адсорбция заметно ослабевает. В адсорби-
адсорбированном состоянии озон очень устойчив.
Потенциал ионизации озона равен 12,8 эВ.
Химические свойства озона отличаются двумя главными чер-
чертами— нестойкостью и окисляющей способностью. Примешанный
к воздуху в малых концентрациях, он разлагается сравнительно
медленно, но при повышении температуры разложение его ускоря-
ускоряется и при температуре более 100° С становится очень быстрым.
Присутствие в воздухе NO2, CU, а также каталитическое действие
окислов металлов — серебра, меди, железа, марганца — ускоряют
разложение озона.
Озон обладает сильными окислительными свойствами, по-
поскольку один из атомов кислорода очень легко отщепляется от его
молекулы. Озон окисляет при обычной температуре большинство
26
металлов, кроме золота и металлов платиновой группы. Серебро
чернеет в воздухе, содержащем озон; с ртутью он образует окись
HgO; черный сернистый свинец PbS он обращает в белый серно-
сернокислый PbSO4, мышьковистый ангидрид AS2O3 — в мышьяковый
As2O5 и т. д. Озон реагирует и с многими газами, которые присут-
присутствуют в атмосфере. Сероводород H2S при соединении с озоном вы-
выделяет свободную серу, сернистый ангидрид SO2 превращается
в серный БОз, закись азота N2O — в окись NO, аммиак NH3 —
в азотноаммиачную соль NH4NO3.
На одной из важнейших реакций озона с неорганическими ве-
веществами— разложении им йодистого калия — мы подробно оста-
остановимся ниже, в главе IV, поскольку эта реакция широко исполь-
используется для количественного определения озона. Менее известна при-
пригодная для этой же цели реакция превращения бесцветной закиси
таллия в бурую его окись, предложенная Шене в 1880 г.
Озон окисляет многочисленные органические вещества, насы-
насыщенные, ненасыщенные и циклические углеводороды. Так, напри-
например, он переводит дибензилсульфид (СбНб^СНгЬЭ в дибензил-
сульфоксид (СбН5J(СН2J5О2 и т. п. Он обесцвечивает индиго и
многие другие органические красители, благодаря чему им поль-
пользуются даже для отбелки тканей.
Очень интересно взаимодействие озона с некоторыми органиче-
органическими красителями, которые сильно флюоресцируют при наличии
озона в воздухе. Таковы, например, эйхрозин, рибофлавин и лю-
минол (триаминофталгидразид) и особенно родамин-В и сходный
с ним родамин-С. Эти вещества используются поэтому в озонозон-
дах (см. § 22).
Очень давно было замечено и свойство озона разрушать нату-
натуральный каучук.
§ 9. Единицы измерения озона
Содержание озона в воздухе, как мы уже знаем, невелико и
в то же самое время очень изменчиво. Геофизики измеряют его
как в приземном слое атмосферы, в котором количество озона
очень мало, так и в более высоких ее слоях, где относительная и
абсолютная концентрация озона существенно больше, чем вблизи
земли. Поэтому вопрос о единицах измерения озона важен и дол-
должен быть разобран подробнее. К сожалению, в литературе одно и
то же понятие, например «плотность озона», обозначается иногда
различными терминами, и в то же время одинаковые термины, на-
например «концентрация озона», разные авторы используют в неоди-
неодинаковом смысле.
Общее количество озона в атмосфере, как мы видели в главе
II, выражается обычно через толщину (в сантиметрах) того слоя,
который образовал бы весь озон атмосферы, собранный отдельно
и приведенный к нормальному давлению 760 мм рт. ст. и нормаль-
нормальной температуре 0° С. Мы будем обозначать это общее количество
27

озона через X (иногда Q и т. д.). Величину 10~3 см при этом порой
называют единицей Добсона, сокращенно Du.
Содержание озона в воздухе в данном слое или данной области
атмосферы можно описать с помощью различных характеристик,
рассмотренных ниже.
1. Плотность (парциальная плотность) озона рз, иногда обо-
обозначаемая через у и выражаемая обычно в микрограммах на ку-
кубический метр. При этом 1 мкг/м3=10~6 г/м3.
Плотность озона можно характеризовать также приведенной
толщиной слоя озона, находящегося в слое воздуха мощностью
1 км. Величине Ю~3 см/км (что эквивалентно 10~8 по объему) со-
соответствует плотность озона 21,414 мкг/м3. Американские авторы
ее обозначают pphm.
Плотность рз пропорциональна в то же время числу молекул
озона в 1 см3, которое мы будем обозначать через N3. Плотность
1 мкг/м3 соответствует Л/'з = 1,255 • 1010 молекул озона в 1 см3.
2. Парциальное давление озона рз, которое выражается, напри-
например, в нанобарах A нб = 10~9 бар). При этом если рз выражено
в мкг/м3, то уравнение состояния дает
= 1,7322 • 10-37>
(9.1)
Таким образом, парциальное давление озона рз при заданной
температуре почти пропорционально его плотности, поскольку тем-
температура в слое озона обычно меняется относительно мало. Кри-
Кривые вертикального распределения р3 и рз поэтому довольно сходны
друг с другом.
Иногда заменяют (как это делает Дютш) термины «парциаль-
«парциальное давление озона» или (как это делает Брюэр) «плотность озона»
выражением «концентрация озона», но такая замена ведет к не-
неясности. Понятию «концентрация» скорее всего соответствует так
называемое «отношение смеси».
3. Отношение смеси г3 = рз/рв, равное отношению плотности
озона к плотности воздуха рв. Оно выражается, например, в мик-
микрограммах на грамм воздуха, т. е. в безразмерных единицах. При
этом
г3=—/?В7>3
10 9 гО3/г воздуха,
(9.2)
если давление воздуха р выражено как обычно, в миллибарах, а га-
газовая постоянная воздуха равна /?в = 2,8704 • 106 эрг/(г-°С).
Еще проще можно записать
г3=
(9.3)
Значения рз и рз, как мы увидим ниже, достигают максимума
на высоте 20—26 км и далее кверху уменьшаются. В соответствии
с (9.3) значение гз может увеличиваться и выше уровня максимума
рз благодаря более быстрому убыванию знаменателя р. Поэтому
максимум гз расположен значительно выше максимума рз, иногда
даже выше 30 км (рис. 3).
28
Легко видеть, что общее количество озона в атмосфере X мо-
можно записать как
Рзо гу
(9.4)
где рзо — плотность озона при нормальном давлении и температуре.
В некотором слое между высотами z\ и 22, на которых давление
ю
15
20 г,
Рис. 3. Пример вертикального распределения парциального
давления р3 (нб), плотности рз (мкг/м3) и отношения смеси
озона г3 (в 10~G). Бедфорд, 30 января 1963 г. По Херингу.
воздуха соответственно равно pi и /?2, количество озона можно вы-
выразить величиной
(9.4')
Учитывая, что в атмосфере изменение давления с высотой опре-
определяется выражением
dp = —gpBdz,
имеем
Хл о
-1
pi
(9.5)
29

Чтобы наглядно представить вертикальное распределение озона,
Годсон в 1962 г. [221] предложил бланк, называемый озонограм-
мой [ (рис. 4). На нем по оси абсцисс нанесены значения рз, по
оси ординат — значения lgp (увеличивающиеся вниз). Известно,
что в первом приближении \g(polp) ~z, т. е. ордината озонограммы
пропорциональна высоте. Предполагая, что распределение темпе-
температур соответствует стандартной атмосфере, шкалу lg р пересчи-
пересчитали в более точную шкалу высот, размеченную в средней части
всей диаграммы. Однако при более низких, чем стандартные, тем-
температурах воздуха данному р соответствует меньшая высота, чем
указанная на упомянутой шкале (и наоборот).
Озонограмма объединена с термодинамической диаграммой
(эмаграммой), чтобы облегчить сравнение распределения озона
с температурной стратификацией атмосферы.
Кривая вертикального распределения парциального давления
озона, нанесенная на такую диаграмму, обладает замечательным
свойством. Согласно (9.5), площадь, ограниченная ею, осью орди-
ординат и уровнями р\ и /72, т. е. интеграл от рз по d In p в этих преде-
пределах, пропорциональна Х& — содержанию озона в этом слое. Вся
же площадь, ограниченная кривой рз, пропорциональна общему ко-
количеству озона в атмосфере X. Площадь большого треугольника,
изображенного на озонограмме, эквивалентна Xi2 = 0,l см = 100Х
XIО-3 см.
С левой стороны после названия станции и даты на озонограмме
записывается значение «интегрированного озона» — его количество
в слое от Земли до потолка подъема озонозонда — и значение «ос-
«остаточного озона» — разность общего количества и интегрирован-
интегрированного озона.
На озонограмме приведены формулы для пересчета рз в /73 и
/7з в г3, а также для вычисления среднего ръ в слое р\— /72 по ве-
величине Х\г в этом слое (обозначенной AQ) и по lg/7i//72 = A lg/ь-
Далее, на озонограмме проведены еще кривые линии г3 =
= 1,657/7з/р = const, по которым можно определить отношение сме-
смеси графически по р3. Напомним, что при вертикальных движениях
воздуха (без турбулентного перемешивания и на тех высотах, где
фотохимические процессы достаточно медленны) г* в нем не ме-
меняется. Поэтому при нисходящем движении воздуха рз в нем по-
повышается, а при восходящем — убывает. Причем точка, описываю-
описывающая содержание озона в воздухе, движется вдоль соответствующей
линии r3 = const. Так можно предвидеть, как будет перестраиваться
кривая стратификации озона в атмосферном слое при его подъеме
или опускании.
При перемешивании же воздуха в некотором конечном слое г3
в нем будет постепенно выравниваться. Это значит, что в части ат-
атмосферы, .расположенной ниже уровня максимума /73, перемешива-
перемешивание в каком-либо слое стремится уменьшить рз в его верхней ча-
части и увеличить — в нижней.
Озонограмма сейчас очень распространена, в особенности для
представления результатов вертикального зондирования озона и
для сопоставления их с температурной стратификацией атмосферы.
§ 10. Оптические свойства озона
Оптические свойства озона — поглощение и излучение им ра-
радиации— имеют наибольшее значение для физических процессов
атмосферы. Они же используются и для наблюдения как общего
количества озона, так и его распределения в пространстве. Если бы
озон не поглощал столь сильно ультрафиолетовую часть спектра,
то мы очень мало знали бы о его присутствии в атмосфере.
Как известно, при поглощении энергии молекулой газа в послед-
последней могут происходить переходы электронов с одного энергетиче-
энергетического уровня на другой, изменения ее колебательной и вращатель-
вращательной энергии. Такие переходы могут, конечно, и сочетаться друг
с другом. Все такие процессы — квантованные, т. е. происходящие
при них изменения энергии могут иметь лишь некоторые опреде-
определенные, дискретные значения.
Наибольшие изменения энергии — порядка 4 эВ и более — про-
происходят при электронных переходах. Они создают поглощение (или
излучение) в ультрафиолетовой области спектра. На них могут на-
накладываться изменения колебательной энергии порядка 0,1 эВ и
еще значительно меньшие изменения вращательной энергии, создаю-
создающие большое число линий поглощения — тонкую структуру полос
поглощения газа.
Избыточное электронное возбуждение ведет к ионизации моле-
молекул, а избыточное возбуждение колебательных уровней энергии —
к диссоциации молекул. Диссоциация молекулы озона, требующая
затраты 1,09 эВ, может осуществляться при поглощении как уль-
ультрафиолетовой, так и видимой и близкой инфракрасной радиации.
Ионизация и диссоциация, при которых частицы переходят из свя-
связанного в свободное состояние,— процессы не квантованные. Они
могут происходить с поглощением широкого диапазона длин волн
(континуума).
Если луч света с длиной волны 1ис начальной интенсивностью
/оя, проходит слой поглощающего вещества толщиной X, то ослаб-
ослабление луча описывается выражением
/ / .1 сга\х
где ах или а(Х) —зависящий от длины волны Я десятичный объем-
объемный коэффициент поглощения. Он измеряется в см и связан с се-
сечением поглощения отдельной молекулы а (Я) выражением
a(X)=0,4347Va(X),
где N — число молекул вещества в 1 см3.1
1 В иностранных работах обычно пишут ozonagram.
1 Как мы увидим ниже, и а и от могут зависеть несколько от температуры
и давления.
30

030Н0ГРАММА
Уравнения для перевода данных
1,732 Г(°К) р3(мкг/м3)
Рз 1000
Дота Время
flp и бор
Общ,ее
количество озона
Интегрированное
40 Остаточный озон
0,1 атм-см = 0,2141 мг/см2- 2,687-10 молекул/см2
Эквивалентное количество озона,
соответствующее площади
того т~рецголькико
i . i i i I ! ; ; ;
r 4 -т1
¦700
i8Q0
100V
100 150 200 250
Парциальное давление озона (нб)
-20 О
Температура (°С)
Ш
20
Рис. 4. Озонограмма.

Главная полоса поглощения озона — полоса Гартли. В ней сече-
сечение поглощения молекулы озона достигает максимума, 1,08Х
ХЮ~17 см2, и объемный коэффициент поглощения доходит до
135 см при длине волны 2553 А. Это значит, что слой озона тол-
толщиной 0,3 см при нормальном давлении ослабляет проходящий че-
через него такой луч света в 1040 раз. Коэффициент ая убывает до
5,6 при I = 2020 А и (по другую сторону от максимума) до 6,3 при
Таблица 3
Коэффициент поглощения озона а^ (в см1) при температуре 18° С
и отношение коэффициентов поглощения р при —44 и 18° С (А А). По Вигру
3100 3200 3209 3300 ЗШкА
Рис. 5. График а (Л) в области полос Геггинса.
а — от 3037 до 3209 А. б — от 3209 до 3401 А.
?, = 2972 А. Эта полоса— электронная полоса поглощения. В ней
на общий континуум накладываются многочисленные слабые
дополнительные полосы, отстоящие друг от друга примерно на
10 А.
При ?i>3000 А к полосе Гартли примыкает область более сла-
слабых полос Геггинса, в которой последовательные довольно близкие
максимумы и минимумы весьма резки. В них, например, между
К = 3226 и 3239 А а*, различается вдвое, между Я = 3372 и 3391 А —
даже в 3,5 раза. Эти полосы поэтому очень удобны для наблю-
наблюдения озона и широко используются в озонометрии (рис. 5).
Величина а% в полосах Гартли и Геггинса неоднократно измеря-
измерялась в лаборатории. В 1929 г. ее измеряли Ламбрэ и Шалонж,
в 1932—1933 гг. — более детально Ни Тзи-зе и Чунг Шин-пиу [302].
Позднее, в 1953 г., а% измерили очень тщательно Инн и Танака
[247] и одновременно, используя спектрограф с большим разре-
разрешением, Вигру [401] (табл. 3). Последний к тому же определил и
температурный коэффициент р. При общем большом сходстве хода
32
X
2546
2553
2566
2572
2579
2587
2598
2606
2617
2624
2635
2643
2652
2656
2671
2676
2693
2697
аХ
121
126,5
119
121
119
124
115
119
112
114
106
109
102
104
93
96
86
88
х
2702
2710
2715
2717
2722
2725
2728
2731
2738
2748
2752
2756
2759
2763
2773
2782
2784
2792
2799
2809
2823
2833
2841
2845
2850
2859
2864
2871
2874
2884
2892
2897
2906
2908
2914
2918
2926
2931
2937
2941
2946
ч
87,0
84,0
81,9
81,5
79,7
78,5
77,3
76,0
72,2
68,8
66,4
64,3
63,5
62,1
57,6
52,9
52,4
48,0
46,1
42,0
37,7
35,4
31,7
30,9
29,2
26,8
25,6
23,8
23,2
20,0
18,6
17,5
15,5
14,6
13,3
12,4
п,з
10,7
9,87
9,50
8,90
0
0,98
0,98
—
—
0,96
0,97
0,97
0,96
0,96
—
0,96
_
0,96
¦ 0,96
0,96
0,95
0,96
0,95
0,95
—
0,94
0,93
0,94
0,93
0,92
0,93
0,94
0,93
0,93
0,94
0,93
.
0,93
0,93
X
2948
2959
2967
2973
2977
2982
2987
2998
3004
3016
3021
3029
3036
3037
3051
3053
3059
3061
3066
3075
3077
3083
3085
3092
3098
3100
3104
3106
3109
3112
3130
3135
3146
3148
3151
3154
3167
3170
3173
3176
8,76
7,86
6,88
6,31
5,85
5,50
5,18
4,49
4,19
3,55
3,29
2,91
2,74
2,76
2,06
2,09
1,97
2,01
1,90
1,59
1,62
1,46
1,48
1,35
1,16
1,19
1,11
1,12
1,02
1,05
0,750
0,796
0,583
0,610
0,566
0,630
0,450
0,490
0,450
0,500
р
0,94
0,94
0,94
0,94
0,94
0,94
0,92
0,92
0,92
0,92
0,92
0,93
0,91
0,92
0,91
0,93
0,91
0,91
0,91
0,91
0,90
0,91
0,90
0,91
0,83
0,87
0,80
0,81
0,82
0,87
0,79
0,84
0,83
0,87
X
3190
3194
3199
3200
3209
3210
3216
3220
3223
3226
3239
3242
3245
3248
3253
3255
3269
3272
3275
3279
3292
3295
3299
3303
3309
3312
3328
3332
3334
3338
3357
3365
3369
3372
3391
3395
3398
3401
3417
3491
' X
0,310
0,385
0,244
0,390
0,227
0,238
0,216
0,300
0,253
0,293
0,140
0,162
0,152
0,224
0,171
0,185
0,092
0,121
0,106
0,162
0,061
0,066
0,056
0,094
0,078
0,108
0,035
0,050
0,044
0,077
0,020
0,038
0,030
0,051
0,014
0,022
0,017
0,028
0,0078
0,0090
0,76
0,86
0,84
0,87
0,73
0,74
0,75
0,88
0,83
0,89
0,65
0,74
0,74
0,91
0,81
0,83
0,62
0,80
0,76
0,91
0,57
0,61
0,61
0,85
0,77
0,86
0,65
0,64
0,67
0,86
0,80
0,78
0,88
0,86
.
3 Зак. № 513
33

функции а (л) значения ах по наблюдениям Вигру несколько
меньше, а по Ни и Чунгу больше, чем по Инну и Танаке.
Несколько позднее Херн [234] сделал очень тщательные, хотя
и немногочисленные лабораторные определения величины а%
(табл. 4). Они близко согласуются с данными Инна и Танаки.
Таблица 4
Сравнение значений а} , полученных Инном
и Танакой B-я строка) и Херном C-я строка)
лА 2536 2893 2967 3021
ах (в см-1) 133 17,1 6,72 3,21
ах (в см-1) 133,9 17,2 6,97 3,34
Довольно важна зависимость а от температуры. В табл. 3 (по
Вигру) приведена величина р — отношение значений а% при тем-
температурах —44 и 18° С. При малых длинах волн ах лишь немного —
на 2—3%—уменьшается при понижении температуры с 18 до
—44° С. В полосах Геггинса эффект температуры становится го-
гораздо заметнее. Особенно сильно убывает при низких температурах
коэффициент поглощения а^ в областях минимума поглощения по
сравнению с его значениями а" в областях максимума. Контраст
между минимумами и максимумами — отношение а"/а? — увеличи-
увеличивается с понижением температуры.
Очевидно, что при более высокой температуре как число столк-
столкновений между молекулами, так и их беспорядочно направленные
скорости увеличиваются, отдельные линии поглощения, образую-
образующие полосы, расширяются и их «крылья» частично заполняют про-
промежутки между смежными полосами. Величины а'% при этом растут.
Это свойство полос Геггинса использовали А. Васси [395],
Р. С. Стеблова [112] и др. для определения температуры слоя
озона. По известному X они вычисляли а' и а" в смежных экстре-
экстремумах и, полагая, что а" — а'х линейно зависит от температуры,
определяли последнюю. Эта средняя температура слоя озона мо-
может меняться от —10 до —60° С и менее. Поскольку ее трудно
связать с определенным уровнем, то интерпретация ее обычно до-
довольно затруднительна.
Возможно, что в будущем, используя различные пары а"— а[
для волн, поглощающихся на разных высотах, и зная вертикальное
распределение озона (вычислив его, например, по методу обраще-
обращения, см. § 18), удастся определить таким способом вертикальное
распределение температуры.
При наблюдениях 1953 г. Вигру обратил главное внимание на
максимумы и минимумы поглощения в упомянутых выше полосах.
Однако для наблюдений по спектрофотометру Добсона, в котором
входные щели вырезают спектральные участки шириной 9 и 30 А,
34
коэффициент а(%) должен быть аккуратно осреднен именно в та-
таких спектральных интервалах. Для этого Вигру в 1967 г. заново
определил значения а% (табл. 5). По его оценкам точность этих
коэффициентов несколько меньше (вероятная ошибка их около 1%)
точности значений, найденных в 1953 г. @,5%) [407].
Таблица 5
Коэффициент поглощения озона ах (в см) в области Х = 3042ч-3408 А.
По Вигру A967 г.). Пары длин волн (А,, Я') А, В, С, D. Температура 18° С
(см. § 12)
X
Пара
3042,3
3043,6
3044,9
3046,2
3048,9
Пара
3088,0
3089,9
3094,7
3095,4
Ч
к, 1
2,56
2,49
2,44
2,37
2,21
В, X
1,47
1,41
1,23
1,25
X
Пара
3100,2
3102,0
3104,5
3106,7
3107,2
3109,5
3110,3
3113,0
3119,7
3120,4
3121,2
3121,7
ах
С, X
1,10
1,13
1,04
1,07
1,01
1,04
1,00
1,03
0,858
0,881
0,818
0,842
X
3124,5
3125,4
3126,5
3127,4
Пара
3177,7
3178,4
3181,8
3182,3
3185,0
3186,2
Ч
0,784
0,806
0,760
0,783
D, X
0,426
0,443
0,359
0,377
0,334
0,350
X
Пара
3256,3
3258,2
Пара
3318,7
3319,2
3321,2
3322,2
3324,3
ах
А, X'
0,136
0,147
С, /.'
0,0530
0,0549
0,0424
0,0456
0,0370
X
3325,0
3345,0
3345,7
Пара
3375,8
3376,5
3377,4
3378,0
3382,4
3384,6
3385,6
3388,6
3408,4
ч
0,0410
0,0381
0,0412
D, А'
0,0347
0,0377
0,0295
0,0318
0,0143
0,0182
0,0168
0,0124
0,0120
В табл. 6 приведен коэффициент поглощения а*, по Вигру так
же и для широкой полосы поглощения Шаппюи, в видимой области
спектра. Здесь а* не превышает 0,059 при К = 6019 А. Поглощение
в них слегка уменьшается с повышением температуры в централь-
центральной части полосы.
Озон имеет ряд колебательно-вращательных полос поглощения
в инфракрасной области спектра. Здесь есть сильные полосы с мак-
максимумами поглощения около 4,75; 9,57 и 14,2 мкм и более слабые
полосы с максимумами около 3,28; 3,57 и 5,75 мкм. В полосе по-
поглощения 4,75 мкм коэффициент поглощения доходит до 0,15 см~!.
Ряд слабых полос есть и в красной и в близкой к ней инфракрас-
инфракрасной части спектра —около 7110, 7155, 7490, 7795, 8170, 8570 8920,
9015, 9460 и 9600 А.
Наиболее интересна узкая, но сильная полоса поглощения озона
в дальней инфракрасной части спектра при Х=9,57 мкм (вол-
(волновое число 1043 см). Она имеет отчетливую тонкую структуру,
т. е. состоит из ряда близко расположенных спектральных линий.
Сечение поглощения молекулы озона в этой полосе равно 1,34Х
ХЮ7 см2. По Вигру [401], интегральное поглощение всей поло-
полосой при давлении 1 атм и толщине слоя озона Х = 0,073 см опре-
определяется ее «эквивалентной шириной» L=2210 А. Поглощение тут,
следовательно, эквивалентно полному поглощению в спектральном
интервале такой ширины. При Х = 0,28 см L увеличивается до
3870 А, т. е. растет в меньшей пропорции, чем X.
3* 35

Коэффициент поглощения озона в полосе Шаппюи (а в А,
Таблица 6
в см1)
\
Л
4516
4551
4585
4620
4667
4710
4731
4770
4831
4874
4888
4928
4969
5012
5060
5106
5118
5148
5196
5245
5296
5340
5365
5405
5461
5487
а
Л
[
2,33
2,26
3.61
4,98
3,94
5,16
4,87
6,65
10,4
9,23
9,6
10,0
10,9
15,9
20,1
18,3
18,0
18,6
20,4
24,1
30,0
32,5
31,9
34,4
36,2
36,8
Экст-
Экстремум
М
т
—
М
т
М
т
—
М
т
—
—
—
—
М
—
т
.
М
т
—
—
р
—
—
—
—
—
0,97
0,97
—
0,98
0,99
1,01
0,99
—
0,99
0,09
__
1,00
1,00
1,00
1,00
- 1
__
X
5512
5538
5564
5590
5617
5643
5670
5698
5735
5754
5783
5812
5842
5872
5903
5934
5968
6019
6036
6075
6108
6143
6180
6191
6220
6z56
а
Л
37,8
38,4
40,6
43,3
48,3
50,0
51,8
53,9
55,2
55,9
55,0
52,4
51,1
50,5
51,5
52,3
55,6
59,4
53,2
56,1
52,7
49,5
47,5
45,0
44,2
42,2
Экст-
Экстремум
—
—
—
—
—.
—
.—
—
м
—
—
—
т
—
М
—
—
—
—
р
—
1,01
—
1,00
1,01
—
1,01
1,01
1,01
—
1,01
1,01
—
1,01
1,01
1,01
.-_
1,01
1,00
1,00
—
1,00;
•ч
Л
6293
6335
! 6349
6676
6418
i 6458
i 6486
6500
6544
6634
6681
6727
6777
6828
6876
6925
6981
7036
7089
7122
7168
7207
7264
7328
7332
ос
А
40,0
38,0
36,7
35,5
33,1
30,9
28,9
28,6
26,9
23,1
21,5
18,7
16,8
15,0
13,8
12,6
11,1
10,0
9,25
9,0
8,65
7,60
6,65
5,85
4,65
Экст-
Экстремум
_
—
—
—
—
—
—
—
—
.
—
—.
—
—
Р
1,00
1,00
—
0,99
—
0,99
—
0,99
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—.
—
Примечание. Здесь М — максимум поглощения, т — минимум погло-
поглощения, р — отношение коэффициентов поглощения при температуре —92 и 18° С.
Аналогично Вигру нашел для полосы 4,75 мкм L=800 A.
Поглощение в полосе 9,57 мкм уменьшается с убыванием дав-
давления воздуха р. Очевидно, образующие ее спектральные линии
(вращательные) расширяются благодаря столкновению молекул Оз
с молекулами других газов воздуха тем сильнее, чем больше число
столкновений. Рашке [338] выразил величину пропускания Т ра-
радиации на участке спектра между 8,8 и 10,6 мкм в функции от X
(в сантиметрах) и отношения р к нормальному давлению ро\
Г=ехр(-16,86
1-Ь251т
/
Более обстоятельную и точную эмпирическую формулу дал для
Г Уолшоу [414]. Он указал, что при давлении р менее 13 мб (на
высотах более 30 км) зависимость поглощения от р должна осла-
ослабевать. Видимо, здесь зависящее от столкновений расширение ли-
линий уступает место допплеровскому расширению, зависящему
только от беспорядочных скоростей, т. е. от температуры газа.
36
В этой части спектра водяной пар почти проз] дчен, и озон мо-
может поглощать в полосе 9,57 мкм заметное количество тепла, из-
излучаемого поверхностью Земли. Он затрудняет поэтому, например,
определение температуры поверхности Земли, осуществляемое со
спутников Земли но интенсивности идущего снизу инфракрасного
излучения. В свою очередь озон излучает волны с /. = 9,57 мкм как
вниз (нагревая при этом нижнюю стратосферу), так и вверх, в кос-
космос. Эта полоса поглощения может играть, таким образом, весьма
активную роль в термодинамике атмосферы. В отличие от этой по-
полосы, эффект сильной двойной полосы озона с максимумами при
/.= 13,8 и 14,4 мкм трудно отделить от значительного тут поглоще-
поглощения водяным паром и углекислотой.
Здесь нужно упомянуть и об оптических свойствах молекуляр-
молекулярного кислорода и комплексов @2J и О2 — N2, которые, как предпо-
предполагают, также существуют в атмосфере.
Ряд так называемых теллурических полос О2 атмосферы, по
большей части слабых и расплывчатых, заметен в спектре Солнца
при малых высотах последнего над горизонтом. Середины этих
полос находятся около /.= 1,266; 1,06; 0,7602 (эта двойная полоса —
наиболее четкая из всех); 0,6883; 0,63 и 0,58 мкм.
В 1964—1968 гг. В. И. Дианов-Клоков с сотрудниками [57]
опубликовал ряд лабораторных и натурных исследований о спектре
поглощения сжатого под высоким давлением кислорода. Он обна-
обнаружил при этом добавочный, наложенный на основной спектр по-
поглощения и приписал его гипотетическим сложным молекулам
@2J и О2 — No. Они существенно усиливают поглощение в по-
полосах 1,266 мкм (где, видимо, особо активен комплекс О2 — N2, уве-
увеличивающий поглощение в 3 раза) и 1,06 мкм, усиливают несколько
полосы 0,63 и 0,58 мкм и создают полосу 0,48 мкм. Оказалось, что
упомянутые комплексы могут создавать добавочное поглощение
в континууме при л<0,28 мкм, т. е. в области полос Гартли, важ-
важной (см. главу IV) при наблюдении озона со спутников.
Правда, Дианов-Клоков указывает, что концентрация комплек-
комплексов (ОгЬ должна быстро убывать с высотой z как е~2/4 (где z вы-
выражено в километрах) и должна быть исчезающе мала па высо-
высотах озонного слоя. Но вблизи поверхности Земли он оценивает эту
концентрацию в 0,01%, что на 4 порядка больше концентрации тут
озона.
Напомним, что химические определения плотности озона р3 в ат-
атмосфере на высотах 2 и 4 км, сделанные, например, Эмертом [207]
и Кэйем [255], дали величины A,5-М,9) • 10~3 см/км и что оптиче-
оптические наблюдения В. В. Балакова и его сотрудников [5], проведен-
проведенные на этих же высотах в Терсколе и на Приюте Девяти, дали
большие значения, 2,7- 10~3 и 4,2- 10~3 см/км. Сопоставление этих
значений рз указывает как будто на некоторое добавочное погло-
поглощение ультрафиолетовой части спектра в нижней атмосфере, но
меньшее, чем упомянутое выше.
Вопрос о комплексах (ОгJ и О2 — N2 в нижней атмосфере и их
оптических свойствах должен быть изучен подробнее.

ГЛАВА IV
ИЗМЕРЕНИЕ КОЛИЧЕСТВА ОЗОНА.
НАЗЕМНЫЕ ОПТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
§ 11. Основы оптических методов наблюдения озона.
Ультрафиолетовая часть спектра
Солнечный луч, проникая в атмосферу, отчасти рассеивается
в ней молекулами воздуха и частицами аэрозоля, отчасти погло-
поглощается газами атмосферы. Наблюдая ослабление этого луча в уль-
ультрафиолетовой, видимой или инфракрасной областях спектра, мо-
можно определить как общее количество озона, так и вертикальное
его распределение. Наиболее часто поглощение наблюдают с Земли;
лучше всего наблюдать поглощение в горных местностях или с са-
самолета, выше 3000 м над уровнем моря, где добавочное ослабле-
ослабление света аэрозолем незначительно. То же соображение относится
и к наблюдениям с самолета, хотя их, конечно, менее удобно вести,
чем с Земли.
Прибор-автомат, измеряющий интенсивность радиации Солнца
/л, можно поместить также на аэростате или ракете. Отмечаемое
им h увеличивается по мере того, как поднимающаяся ракета ос-
оставляет внизу за собой все большую часть поглощающего слоя
озона. Ход 1% при этом характеризует вертикальное распределение
озона.
Наконец, со спутника можно наблюдать лучи Солнца, рассе-
рассеянные вверх атмосферой. Это свет, рассеянный более или менее
глубокими слоями атмосферы, теми, до которых еще доходит ра-
радиация соответствующей длины волны. Коротковолновая радиация,
например с X = 2700 А, рассеивается в самой верхней части слоя
озона.
Еще дальше от Земли можно наблюдать во время лунного зат-
затмения тень, отброшенную Землей и ее атмосферой на Луну. Если
бы удалось сфотографировать край этой тени в ультрафиолетовых
лучах, то тоже можно было бы получить некоторое представление
об озоне верхней атмосферы. Пока же удается только видеть зеле-
зеленоватую каемку тени, созданную слабым поглощением озона в ви-
видимой части спектра.
С поверхности Земли, которой не достигают волны короче
2900 А, наблюдают полосы поглощения Геггинса с А, > 3055 А. Из-
Известны некоторые довольно успешные попытки использовать для
наблюдения озона полосы поглощения Шаппюи, хотя в этом случае
аэрозоль наиболее сильно затрудняет наблюдения. Наконец, заман-
заманчивую перспективу представляет наблюдение инфракрасной полосы
поглощения озона с А, = 9,57 мкм (а может быть, и более слабой
38
полосы с А,=4,75 мкм). Однако при использовании первой из них
к известным трудностям наблюдения инфракрасной радиации при-
присоединяется еще необходимость учета зависимости ах от давления,
т. е. от распределения озона по высоте.
Ослабление монохроматического луча Солнца с длиной волны
л на пути ds в атмосфере на высоте z равно (рис. 6)
s, A1.1)
где kox — объемный коэффициент поглощения озона при стандарт-
стандартной его плотности рзо; kix и kix — соответственно коэффициенты
молекулярного и аэрозольного рассеяния на высоте г, рассчитан-
рассчитанные на единицу пути. Поскольку (
k\x пропорционально плотности воз-
воздуха рв, ТО
= k
1X0 '
Рв
РвО '
где аналогично &ш — коэффициент
рассеяния воздуха при стандартной
плотности воздуха.
Рис. 6. Солнечный луч, проходящий атмо-
атмосферу.
? — угол падения в слое атмосферы на высоте z,
?о — то же у поверхности Земли при 2=0.
Интегрируя A1.1) на пути луча от z до оо, помня, что ds =
= sect, dz (ъ — угол луча с вертикалью), и обозначая через /оя ин-
интенсивность радиации на верхней границе атмосферы при г = оо,
имеем
"ох
Рзо
J
p3se
J
рв0 z
р sec с dz
- I *2X
sec с dz
или, полагая
(M = 0,4343),
аХ Г а1Х Г Г
— J Рз sec с dz J рв sec с dz— J ct2x sec С dz
/х=/ох . Ю l3° z Рв0 * z . A1.2)
Здесь ах, аи и а2я—соответственно десятичные объемные коэффи-
коэффициенты ослабления озоном, молекулами воздуха и аэрозолем. По-
Полагая г = 0, вычислим 1х для уровня моря. Для этого обозначим:
Г рз sec С dz Г рв sec С dz
1 —, mj
f *гх sect dz
i
i
A1.3)
39

Тем самым мы вводим некоторые, как легко видеть, средние взве-
взвешенные (с весами р3, рв и а2?.) значения sec? вдоль пути солнеч-
солнечного луча. Надо помнить, что вдоль этого пути sec? меняется из-за
кривизны атмосферных слоев и преломления света, причем всегда
sec? убывает с высотой. Из A1.3) получаем, учитывая, что общее
содержание озона, согласно (9.4), равно
соотношение
где
—Яд" X — ;т — от '
A1.4)
Выражение A1.4) часто называют формулой Бугера.
Величина sect, входящая в интегралы A1.3), вычисляется, если
обозначить через ?о видимое зенитное расстояние Солнца или угол
падения луча на поверхность Земли, по формуле
sec:
1/7
A1.5)
\2
n \
где Ro — радиус Земли, по и п — соответственно коэффициенты пре-
преломления воздуха при 2 = 0 и z. Известно, что (п—1) пропорцио-
пропорционально плотности воздуха рв.
Для вычисления \х нужно в первую формулу A1.3) подставить
sec? и некоторое заданное характерное распределение р3 в функ-
функции высоты z.
Аналогично, подставляя во вторую формулу A1.3) величину рв,
зависящую от высоты, мы можем рассчитать массу воздуха га, а ис-
используя сечение поглощения аэрозоля — массу га'.
Так как. на всех высотах sec ?< sec ?o и для одного и того же
луча sec? тем меньше, чем больше г, то для высоко расположен-
расположенного слоя озона ji меньше, чем га, а для аэрозоля, сосредоточенного
лишь в нижних слоях воздуха, га'>га; таким образом,
р. < /и < /ю' < secCo.
Однако при ?о<6О° можно считать с достаточной точностью
Значения ji и га приведены в табл. 7. Они практически не зави-
зависят от длины волны.
Для мест, расположенных выше уровня моря, значения га сле-
следует уменьшать в отношении р/ро, где р — давление воздуха в пун-
пункте наблюдения, а ро — давление на уровне моря.
Массы озона \х и атмосферы т в функции угла падения
Земли (на уровне моря) 1
Таблица 7
луча на поверхность
'¦=0
р.
/72
0
1,000
1,000
15
1,034
1,035
1
1
30
,153
,154
45
1,409
1,413
60 61 62 63 64 65
1,979 2,039 2,104 2,173 2,248 2,328
1,995 2,056 2,123 2,195 2,274 2,357
66 67 63 69 70 71 72
2,414 2,509 2,613 2,724 2,847 2,982 3,130
2,447 2,546 2,651 2,773 2,904 3,049 3,209
73 74 75
3,295 3,476 3,684
3,338 3,588 3,816
76 77
3,915 4,172
4,075 4,372
78 79 80 81 82 83 84 85
4,468 4,803 5,186 5,638 6,155 6,752 7,417 8,238
4,716 4,120 5,600 6,177 6,884 7,768 8,900 10,395
Подробнее см. в работе К. Я. Кондратьева [69], стр. 120—125.
Рис. 7. Прямые Бугера. Ослабление лучей с различной длиной
волны в функции sec t. Терскол, 9 сентября 1962 г. По В. П. Петрову.
Значения }. (А): / — 3140, 2 — 3690, 3 — 5300, 4 — 6020.
Если считать, как это иногда делается, что т\ = т, то вычис-
вычисленные по A1.4) значения X начинают заметно увеличиваться, на-
например, перед заходом Солнца. Это кажущееся изменение X при
больших ?о вызывается, однако, не ростом количества озона, а уве-
увеличением аэрозольного ослабления (быстрым ростом т').
Если наблюденные в течение дня значения lg/я нанести на
график в функции ji или sec?o, то в согласии с A1.4) точки лягут
на прямую (так называемую прямую Бугера) тем точнее, чем
чище воздух и меньше б. Пример таких прямых приведен на рис. 7
40
-Л

по наблюдениям В. П. Петрова, сделанным в очень чистом воздухе
высокогорного Кавказа.
По наклону прямых Бугера к оси абсцисс можно определить
а\Х и найти общее количество озона X. Обычно, однако, опреде-
определяют 1%х и h2 для двух длин волн, hi и Х2, и их отношение
hjh2, а из A1.4) получают
Х=
lg (Л.,о/Л,о) - lg
- E, - »,) т>
Ц -
-/, - а2)
— fe)
(о, — S2) m'
A1.6)
где Lq и Li — десятичные логарифмы отношения интенсивности
двух радиации за пределами атмосферы и у поверхности Земли,
<*1, (%2, |$i, ($2, 6i и бо — соответствующие коэффициенты ослабления
для обеих длин волн. Из A1.6) ясно, что для повышения точности
наблюдения X нужно выбирать такие Ai и а2, чтобы разность cci —
— (%2 была возможно большой.
Значения C в функции X постоянны и хорошо известны (табл. 8).
Они резко возрастают с уменьшением длины волны (p~l/An).
В отличие от р, значения б (Я) в атмосфере чрезвычайно изменчивы
и зависят от очень непостоянного количества и состава аэрозоля.
При этом б может меняться с длиной волны, т. е. аэрозоль может
быть «цветным». Трудный вопрос о вычислении аэрозольной по-
поправки Fi— 62)^2/@:1 — a2)ji мы рассмотрим особо в § 17.
Таблица 8
Коэффициент р ослабления (десятичный), создаваемого молекулярным
рассеянием света. По К. Я. Кондратьеву A969 г.)
мкм . .
0,28 0,30 0,32 0,34 0,36 0,40 0,45
0,7098 0,5307 0,4026 0,3114 0,2449 0,1581 0,0968
0,55 0,60
0,0426 0,0300
0,65 0,70
0,0217 0,0161
0,80
0,0091
0,90 1,06
0,0056 0,0030
0,50
0,0630
1,26
0,0013
Величину Lo, так называемую внеатмосферную постоянную, сле-
следует, строго говоря, определять из ракетных наблюдений ультра-
ультрафиолетового спектра Солнца. При этом надо учитывать, как заме-
заметил в 1963 г. Добсон, что и распределение энергии в спектре
Солнца, и Lo могут меняться с изменением активности Солнца —
с появлением пятен и вспышек. Гораздо проще Lo вывести из
наблюдений L, сделанных при разных jui, продолжая прямые Бу-
Бугера (см. рис. 7) до ji = 0 и определяя разности соответствующих
ординат для двух длин волн. Найденная таким способом величина
Lo включает инструментальную поправку данного прибора и может
меняться при перевозке его на другое место.
Формула A1.4) имеет еще одно следствие, важное для методики
измерения озона. Предположим, что мы наблюдаем радиацию
Солнца в некотором более или менее широком участке спектра, на-
например, выделяем этот участок при помощи светофильтра. Пусть
вырезан участок шириной 2А, от Я4 — А до Л^+Д, где Xi — длина
волны, соответствующая середине участка. Для простоты положим
р = б =0. При заданных \х и X количество поглощенной атмосферой
радиации /а равно разности между пришедшей от Солнца радиа-
радиацией и прошедшей атмосферу радиацией с длиной волны л:
A1.7)
A1.7')
Суммарное поглощение на всем участке Ai±A равно
Х,4-Л
X, — Д
а относительное поглощение А мы вычислим, деля /а на количестве
внеатмосферной радиации, приходящейся на тот же участок
Д
Х|~А
J 7оИХ
X, —Д
Предположим, что на этом участке k% линейно зависит от X:
причем для озона, например, между 3130 и 3248 А с = 0,0045/А
Если в пределах участка /0;, = const1, тогда
=ж 1 (i-
X,-A
и после некоторых выкладок имеем
л 1 sh i
sh
A1.9
где kx—коэффициент поглощения в середине участка, при X =
На рис. 8 представлен ход функции А (у, а) при а, равном 2 и 5
1 Это ограничение непринципиально. Расчет может быть сделан сходным спо
собом и при /ох , зависящем от Я. Можно учесть и вклад р и 5 в ослабление /х
42

При малом у» например при узкой полосе, при малом общем
содержании озона X либо небольшом |ы величина А линейно зави-
зависит от X:
так же как для монохроматической радиации. При большем у, на-
например, когда Солнце опускается к горизонту и jli возрастает, погло-
поглощение увеличивается все медленнее, так, как будто коэффициент
поглощения постепенно убывает. Приведем примеры.
1. Примем, что Л' = 0,333 см, ,и=3 (высота Солнца над горизон-
горизонтом 20е), /е>=0,50, Л = 50 Л, с = 0,0045; тогда у = 0,225, а =2,2 и
А =0,376.
2. Если при тех же Л' и Л увеличить ji до 6 (когда Солпие опус-
опустится до высоты всего 9° над горизонтом), то у = 0,45 и А возрастет
до 0,594. Удвоение j.i— длины
пути солнечного луча в атмо-
атмосфере — увеличит поглощение
CL--S
Рис. 8. Функция поглощения Л (у, а).
%
Это замедленное убывание
радиации Солнца, как бы уве-
увеличение прозрачности атмо-
атмосферы при его больших зенит-
зенитных расстояниях, называется
эффектом Форбса.
3. Если при таком же зна-
значении jliX, как в примере 1, рас-
расширить спектральный участок
до A = 150A,TOY = 0,67,"fl=0,75
и А снизится с 0,376 до 0,348.
Расширение наблюдаемого уча-
участка спектра заметно уменьшает поглощение. Действительно,
спектр луча Солнца, прошедшего часть пути в атмосфере, отно-
относительно обогащается менее поглощаемыми длинами волн (напри-
(например, красными лучами) и па остальном участке ослабляется мало.
Уменьшение А у более широкополосных фильтров тоже ино-
иногда называют эффектом Форбса. Оно имеет очень большое зна-
значение для фильтровой озонометрии. При узких полосах пропуска-
пропускания фильтров, т. е. при малых А и ku поглощение линейно про-
пропорционально X. Ему соответствует почти прямолинейный уча-
участок пунктирной кривой вблизи у = 0 на Рис- 8. Наоборот, при
широкой полосе пропускания фультра у увеличивается, и мы попа-
попадаем на постепенно выполаживающийся участок той же кривой.
Простой пропорциональности между А и X тогда уже
нет.
Эффект Форбса при большой ширине наблюдаемых участков
спектра усложняет наблюдения озона. В особенности затрудняет он
наблюдения при малых высотах Солнца над горизонтом, а также
изучение суточного хода общего количества озона X.
44
§ 12 Длины волн? используемые в оптической озонометрии.
Светофильтры
В современной озонометрии, в частности при применении спек-
спектрофотометра Добсопа (см. § 13), используют некоторые стандарт-
стандартные пары длин волн: А C055 и 3254 А)," В C088 и 3291 А), С
C114 и 3324 А) и D C176 и 3398 А). Они выбраны так, чтобы раз-
разность at — oc2 = Aa для каждой пары (Аад, Аосв, ...) была по воз-
возможности большая при малом различии /.i и Я,2 (табл. 9). К ним до-
добавлена еще пара С7, выбранная специально для оценки аэрозоль-
аэрозольного ослабления в атмосфере C324 и 4536 А).
Таблица 9
А
В
С
D
Коэффициент поглощения озона для пар длин волн
по данным ряда авторов
Вигру, лаборато-
лаборатория, 195'$ г.,
44" С
1,762
1,223
0,865
0,374
Оксфор {
12
1,742
1,142
0,808
0,354
о
3 к
а, =
с» о
и 9 с-
а ~ ^
1,741
1,144
0,791
0,353
Ахмечаба i
||
1,742
0,799
0,357
с ^°
1,743
1,149
0,805
0,357
Луна,
1963--1961 гг.
1,744
0,801
0,345
-Л
1,766
1,177
0,828
0,378
Рекомендовано
Международной
комиссией по
очону, 1967 г.
1,748
1,140
0,800
0,360
А, В,
Эдмонтон (Кана-
(Канада), 1958 г.
1,743
1,156
0,804
0,354
С, D
Вигру
лаборатория,
1950—1967 гг.
1,746
1,206
0,807
0,365
атмосферные
наблюдения,
1966 г.
1 , 756
1,133
0,799
0,360
Чаще всего в мировой практике наблюдений применяется сдво-
сдвоенная пара AD и реже — СС/. Для AD в качестве стандартного
значения используется AaA— Ao&d =1,388. В частности, по этому
значению АаА — AaD обработаны все наблюдения, проведенные во
время Международного геофизического года и после него. Такая
обработка обеспечивает сравнимость данных об общем количестве
озона па земном шаре.
Для выделения из спектра Солнца более или менее узких
областей используют как стеклянные абсорбционные светофильтры
(АФ), так и интерференционные фильтры (ИФ). Поэтому мы оста-
остановимся несколько подробнее на свойствах этих фильтров.
Каталоги цветного стекла, выпускаемого заводами Шотта
в ГДР, Изюмским заводом в СССР и т. д., позволяют выбирать
марки АФ с более или менее узкими полосами пропускания и под-
подбирать толщину сгекла так, чтобы уменьшить паразитное пропус-
пропускание света вне этих полос (рис. 9).
Действительно, стеклянные фильтры часто имеют вторичную
область прозрачности в ближней инфракрасной области спектра,
которую нужно так или иначе устранять, например применяя при-
приемник радиации, нечувствительный в этой области длин волн. Та-
Такой приемник действует сам аналогично светофильтру.
45

Абсорбционные светофильтры меняют несколько свою прозрач-
прозрачность при изменении температуры и со временем и поэтому тре-
требуют контроля.
Принцип действия интерференционного светофильтра заключа-
заключается в том, что между двумя полупрозрачными высокоотражаю-
щими поверхностями, находящимися на малом расстоянии, соз-
создается разность хода двух интерферирующих лучей. Последняя
равна nsds, где ns — показатель преломления, a ds—путь луча
700
800
1000 1500 3000 X ни
Рис. 9. Примеры кривых коэффициента пропускания тх стеклянных све-
светофильтров УФС-1 толщиной 1, 2, 3, 5 мм и УФС-2 толщиной 0,5, 1, 2,
3 и 5 мм.
в промежутке между поверхностями. Такими поверхностями могут
служить, например, тонкие серебряные слои, а промежуток между
ними можно заполнять солями MgF2, ZnS, криолитом NasAlF6,
а также окисью магния и т. д. В проходящем свете такая комбина-
комбинация пропускает довольно узкую область спектра. Интенсивность
излучения Фя, прошедшего через нее, определяется по формуле [153]
<р_ фоМа , A2.1)
где Фох — интенсивность падающего излучения, t\ и h — пропуска-
пропускание двух полупрозрачных слоев, a — пропускание внутреннего слоя,
обусловливающего разность хода, г — средний коэффициент отра-
отражения слоев, 6i и бг — скачки фаз на границе отражающего и
46
внутреннего слоев, а nsds — оптическая разность хода лучей (она
меняется, очевидно, с изменением угла наклона падающего луча).
Из A2.1) сразу видно, что наибольшее Ф будет иметь место
\
.макс "
где k = l, 2, ... Это значит, что спектр солнечного света, прошед-
прошедшего через фильтр, будет иметь ряд максимумов яркости при со-
соответствующих Лмакс, разделенных минимумами. При этом пропус-
пропускание фильтра, т. е. величина т = Фя/Фоя, будет равна в максимумах
A2.2)
A2.2')
а в минимумах
OJ0
0,80
0,90
1,00 г
Рис. 10. Характеристики интерференци-
интерференционных фиЛЬТрОВ. Отношение Тмакс/Тмин
и отношение полуширины полосы про-
пропускания w' к длине волны X в функции
от г. По Н. И. Никитинской.
Величина тмин не обращается
в нуль и создает некоторый не-
небольшой общий фон проходя-
проходящего света всех длин волн.
Устранить ненужные максиму-
максимумы можно, например, добавив
подходящие АФ.
Не входя в расчет.профиля
полосы пропускания и ее по-
полуширины, т. е. интервала w,
в котором т^тМакс/2, приведем на рис. 10 график зависимости от-
отношения Тмакс/тшш и отношения полуширины w' к длине волны Я
от коэффициента отражения отражающего слоя г. Видно, что с ро-
ростом г качество фильтра улучшается: растет резкость максимумов
Тмакс и полоса пропускания становится уже. У хороших ИФ этот
фон может составлять десятые доли процента. Его можно еще осла-
ослабить, применяя сдвоенные фильтры.
В ультрафиолетовой части спектра серебряные покрытия мало-
малопригодны, поэтому их заменяют многослойными отражающими
поверхностями, состоящими из ряда слоев диэлектриков. При
этом г можно довести до 0,8—0,9. Очевидно, создание ИФ для
ультрафиолетовой области — сложная задача оптической техно-
технологии.
Поскольку приборы со светофильтрами могут наблюдать уча-
участки спектра различной ширины, весьма важен вопрос об опти-
оптимальной ширине того участка, на котором данный прибор изме-
измеряет величину 1%: На первый взгляд, чем уже этот участок, тем
легче «привязать» к нему определенный коэффициент поглощения
ая, избавиться от эффекта Форбса и повысить тем самым точность
47

расчетов по формуле A1.4). На самом деле это не так. Очень уз-
узкий участок, вырезанный, например, ИФ, может оказаться на кру-
крутом склоне одного из пиков кривой аЛ (см., например, рис. 5), и
малейшая ошибка в определении Ai приведет к заметным ошибкам
в расчетах ах и X. Именно для того, чтобы избежать таких труд-
трудностей, и была выбрана величина щелей спектрофотометра Доб-
сопа, пропускающих участки шириной 9 и 30 А.
В пределах ширины участка спектра, наблюдаемого данным
прибором между длинами волн // и //', необходимо использовать
некоторый взвешенный средний коэффициент поглощения а. При
этом для отдельных л, заключенных между // и а", вес каждого
значения а% будет пропорционален в наших обозначениях I}T(l),
где Т(а) —функция пропускания прибора, пропорциональная проз-
прозрачности фильтра т(а) и чувствительности приемника S(a). Вели-
Величина Т(а) равна пулю вне интервала (//, //').
Если бы поглощение озоном отсутствовало, показания прибора
были бы пропорциональны
Примем, что средний, не зависящий от длины волны а коэффи-
коэффициент поглощения озона а дает ослабление радиации в интервале
(//, //'), равное ослаблению, наблюдаемому прибором. Последнее,
очевидно, можно вычислить, если проинтегрировать A1.4) в преде-
пределах (>/, i") с учетом приборной функции T(h). Полагая 6—0, на-
находим, что отсчет прибора при этом должен быть пропорционален
/2=
Наблюдаемое же hi, очевидно, зависит от переменного a?v:
/2
X'
Соответственно осредненный коэффициент а равен
f
J
m T(\)d\
¦ = *(?.Х, т).
Этот коэффициент зависит от количества озона X, от \х и отчасти
от соответствующего значения га. Выражение A2.1) обобщает
понятие об эффекте Форбса с учетом функции прибора ТЩ. Как
показали Ванье и Уордл [382], для пары длин волны А C055—
48
3254 А) при изменении [.iX от 0,3 до 1,9 (ai— а2) меняется па 0,003.
Для прибора с фильтрами, например для ОФЭТ, описанного
А. Л. Ошеровичем и С. Ф. Родионовым [97] (см. ниже), соответст-
соответственно взвешенное а для jj, = 3 уменьшается с 0,355 до 0,249 при
увеличении 4иХ от 0,3 до 1,9. Поскольку а само зависит от X, рас-
расчет последнего по формуле A1.4), согласно показаниям прибора
с фильтрами, должен идти путем последовательных приближений.
§ 13. Спектрофотометр Добсона
Спектрофотометр Добсона — широко распространенный за рубе-
рубежом в настоящее время прибор, одновременно и сетевой, и стан-
стандартный. Он может применяться для наблюдения озона по прямому
свету Солнца, Луны и по рассеянному свету неба. Используя его,
обеспечивают однородность данных об общем количестве озона и
о его вертикальном распределении, наблюденном по методу обраще-
обращения (см. § 18) на всем земном шаре.
Мы опишем здесь конструкцию прибора Добсона, применяв-
применявшуюся во время Международного геофизического года, и некоторые
ее позднейшие улучшения. То и другое может быть интересно и
для исследователей, пользующихся приборами других типов.
Спектрофотометр Добсона — двойной монохроматор, построен-
построенный так, чтобы максимально ослабить рассеянный внутри прибора
свет. Вся его оптика — кварцевая, прозрачная для ультрафиолето-
ультрафиолетовой радиации [188].
Пучок света, например, от Солнца или Лупы вводится в прибор
с помощью специального направляющего приспособления (рис. 11).
Луч проходит через окно 7 и призмой полного внутреннего отраже-
отражения 10 направляется па щель 8 шириной 0,4 мм. Далее он проходит
плоскопараллельную кварцевую пластинку 9, небольшим поворо-
поворотом которой можно немного смещать луч вверх или вниз и тем
самым направлять на основную щель 11 требуемую длину волны,
если из-за температурных деформаций прибора эта длина «сби-
«сбивается». Луч проходит дважды кварцевую призму /7, отразившись
от расположенного за пей зеркала 18. При этом луч разлагается
в спектр. Участки спектра, соответствующие выбранным длинам
волн д2 и Аз, падают соответственно на щели И и 12 шириной 0,4
и 1,2 мм, пропускающие спектральные интервалы в 9 и 30 А.
На пути луча, соответствующего большей длине волны а3, располо-
расположен оптический клин 14, который может ослаблять в определенном
отношении яркость этого луча. Можно выделить еще и третий луч,
например в синей части спектра, и через ахроматизирующую лин-
линзу 1 сфокусировать его на щели 13. Наблюдая его, можно контро-
контролировать прозрачность атмосферы и аэрозольное ослабление (см.
§ 17). Далее лучи, прошедшие щели // и 12, снова собираются
призмой 2 и, пройдя вторую компенсирующую пластинку 5, возвра-
возвращающую на исходное место луч, смещенный пластинкой 2, падают
через щель 4 и собирающую линзу 5 на фотоумножитель 6,
4 Зак. № 513
49

о
v
работающий при напряжении 1200 В. Обтюратор 15 с секторными
прорезами, вращаемый мотором, позволяет прерывать попеременно
лучи А2 и А3 с частотой порядка 22 Гц (в новых моделях 80 Гц),
а заслонка 1.6 позволяет выбрать пару длин волн: А2 и А3 либо
Аз и А4.
Переменный ток фотоумножителя, возникающий при неодинако-
неодинаковой интенсивности радиации длин волн А2 и Аз, подается на трех-
каскадный усилитель. Ток выпрямляется далее механическим
коммутатором, насаженным на одну ось с обтюратором 15, и изме-
измеряется микроамперметром. Когда с помощью оптического клина
удается выравнять яркость А2 и Ai, выпрямленный ток обращается
в нуль. Отсчет клина в этот момент и позволяет определить hJhz-
Аналогично можно определить и hJhA. Затем по A1.4) вычис-
вычисляют X.
Угол зрения спектрофотометра Добсона довольно велик, и по-
поэтому ошибки, связанные с движением Солнца либо с неточностью
наводки, незначительны [300].
Весь прибор смонтирован на тележке, позволяющей вывозить
его для наблюдений на открытое место.
Для повышения чувствительности, например, при наблюдении
наиболее коротких длин волн при низком Солнце его изображение
фокусируют на входной щели 8. При этом в приборе рассеянный
свет усиливается и уменьшает точность наблюдения, но зато умень-
уменьшается влияние ореола вокруг Солнца.
Усилитель тока позволяет применять спектрофотометр также
и для наблюдения лунного света, хотя последний приблизительно
в 600 000 раз слабее солнечного. При этом несколько изменяются
эффективные значения а{ — а2, например для пары D уменьшаясь
до 0,345.
В последние годы были предложены многочисленные усовер-
усовершенствования спектрофотометра Добсона. Сен-Рой [365] заменил
выпрямляющий механический коммутатор кристаллическим дио-
диодом. Он устранил, в частности, угольные щетки коммутатора, быв-
бывшие источником пыли в приборе. Были предложены различные
типы усилителей вместе с устройствами, контролирующими фазу
выходного тока. Для наблюдений в Арктике Олафсон устроил спе-
специальный перископ, выпускаемый через отверстие в крыше дома
наблюдателей [304]. Грасник рекомендовал для наблюдений при
низких температурах помещать внутри прибора маленький венти-
вентилятор, выравнивающий температуру его частей [229].
Калибровку спектрофотометра можно делать либо с помощью
водородных ламп, либо путем сравнения двух спектрофотомет-
спектрофотометров— рабочего и стандартного. Заметим, что необходим также
контроль качества основной части прибора — фотометрического
клина, хотя его углеродное чернение сравнительно устойчиво.
Подробный анализ весьма тщательных ежечасных наблюдений
по спектрофотометру, произведенных Лосевой-Дзевульской в Бель-
ске (Польша) летом и зимой, показал, что среднее квадратическое
4* 51

отклонение отдельного отсчета прибора о(Х) составляет около
E-f-6) • 10~3 см. Поскольку вероятная ошибка равна 0,67а, можно
считать с вероятностью 50%, что отдельное наблюдение по спектро-
спектрофотометру дает значение X с отклонением в C-^4) • 10~3 см (мы
и далее будем пользоваться единицей 10~3 см, не указывая ее для
краткости).
Во время сравнений озонометрнческих приборов в Воейково
[20], организованных Н. П. Бессоновым и др., между 24 мая и
9 июня 1969 г., дневные серии наблюдений по спектрофотометру
Добсона № 108 новейшего выпуска по сдвоенной паре волн D дали
о(Х) =6-т-19, в среднем 11. В это значение о(Х)у однако, входили,
кроме случайных ошибок прибора, также и действительные изме-
изменения X в течение дня. Наблюдения по паре С дали несколько
большее значение сг(Л') =5-г-20, в среднем 13. Действительное зна-
значение о(Х), за вычетом вклада изменений X, должно быть не-
несколько меньше указанных величин 11 и 13: соответствующая веро-
вероятная ошибка расчета средней суточной поэтому немного меньше
8—9, что согласуется со сделанными выше выводами из наблюде-
наблюдений в Вельске.
Таким образом, вероятная ошибка отсчета X по спектрофото-
спектрофотометру Добсона около 2%.
В разное время предлагались различные приборы, построенные
на принципе спектрофотометра Добсона, но имеющие те или иные
особенности или преимущества по сравнению с ним. К Междуна-
Международному геофизическому году в СССР для Московского государ-
государственного университета был создан сходный прибор па базе двой-
двойного монохроматора ДМР-1, описанный В. А. Иозенасом и
А. П. Кузнецовым [64]. В 1966—1968 гг. в СССР А. С. Бритаев
с сотрудниками создал полукомпенсационный спектральный озоно
метр [30] на базе гораздо более компактного монохроматора
ДМР-4, выпускаемого серийно советской оптической промышлен-
промышленностью. В нем был испытан так называемый метод гашения. Было
обращено внимание на то, что при зенитных расстояниях Солнца,
при которых ведутся наблюдения (в Москве, например, от 30 до
80°), интенсивность радиации/я, и /я,, меняется в 102—103 раз, вслед-
вследствие чего необходимо, чтобы применяемый в приборе ФЭУ имел
линейную характеристику в таком широком диапазоне измеряемых
интенсивностей радиации. Чтобы избежать этой трудности, в но-
новый прибор введено переменное ослабление радиации при помощи
черненых латунных сеток или светофильтров из платины, напылен-
напыленной на кварцевые пластинки. Эти ослабители помещаются перед
входной щелью монохроматора.
Прибор состоит из монохроматора 1-го типа со сложением дис-
дисперсий. Монохроматор обладает высоким разрешением в ультра-
ультрафиолетовой области спектра — около 33 А/мм; в нем в качестве
приемника радиации применен фотоэлектрический умножитель типа
ФЭУ-18А. Калибровочное устройство, приданное прибору, имеет
источник постоянного излучения — колбу с люминофором, светя-
светящимся под действием газообразного трития. Прибор расположен па
специальной турели, позволяющей легко поворачивать его на 360°
по азимуту и на 90° по высоте. Благодаря такому устройству при-
прибор может работать как в стационарных условиях, так и в экспеди-
экспедициях, на корабле и т. д. Во время упомянутых сравнений в Воей-
Воейково в 1969 г. он дал весьма удовлетворительные результаты.
Уордл на симпозиуме в Монако в 1968 г. [418] описал новый
спектрофотометр, использующий вместо фотоумножителя счетчик
3130
3150
3160
3170
3180 \А
Рис. 12. Кривые распределения энергии в спектре Солнца (/), в непрерывном
спектре B) и ход коэффициента поглощения озоном и. C). Область 3130—3180 А.
По Р. С. Стебло вой.
фотонов. Показания последнего автоматически осредняются за
интервал времени 10 с. Это позволяет избежать применения опти-
оптических клиньев и делает спектрофотометр абсолютным прибором.
Наконец, на том же принципе работал звездный астрофотометр,
описанный Уолшоу и Уордлом и применявшийся в Арктике в Ре-
зольюте в 1963—1964 гг. Для повышения чувствительности этот
прибор включал телескоп (прибор наблюдал свет звезд, наиболее
яркая из которых была в 1011 раз слабее Солнца). Для разложения
света в спектр в приборе применялась дифракционная решетка.
Прибор использовал сравнительно широкие спектральные интер-
интервалы 3075—3130 и 3195—3230 А. Для наблюдения озона были наи-
наиболее благоприятны голубоватые звезды класса А, как, например,
Вега в созвездии Лиры, имеющая температуру около 11 000° С.
Максимум излучения ее лежит как раз в ультрафиолетовой части
спектра около 3000 А [415].
Возможно наблюдение озона и с помощью спектрографа — од-
одновременно по большому числу пар длин волн в ультрафиолетовой
области спектра. Такие наблюдения проводили Э. и А. Васси [397],
Р. С. Стеблова [112] и В. А. Филимонихин [122]. Стеблова в 1952—
1959 гг. воспользовалась для этого кварцевым спектрографом
52
53

ИСП-22 с разрешением 15—26 А/мм в изучаемой области спектра
и спектрографом СП-49 с несколько меньшим разрешением 80 А/мм.
Она производила наблюдения как днем при Солнце, так и ночью
по лунному свету. В позднейших наблюдениях ей удалось достиг-
достигнуть разрешения 0,3—0,4 А/мм.
На рис. 12 приведен образец промера одной из спектрограмм
Стебловой в области спектра 3130—3180 А. Кривая 2 характери-
характеризует предполагаемое распределение энергии в спектре луча Солнца,
прошедшего содержащую озон атмосферу, в том случае, если бы не
было в этом спектре фраунгоферовых линий. Резкие и многочис-
многочисленные провалы на кривой 1, изображающей действительное рас-
распределение энергии, созданы именно фраунгоферовыми линиями
поглощения, которыми эта часть спектра Солнца «заселена» очень
плотно. В частности, пара длин волн 3167—3176 А, которую Стеб-
лова выбрала для определения температуры озонного слоя, удачно
приходится на интервал между линиями поглощения.
Наблюдая большое число таких пар, гораздо легче исключить
при расчете величину Lo внеатмосферной постоянной и даже б —
аэрозольное ослабление. Поэтому А. Васси считает наблюдения
с помощью спектрографа абсолютным методом озонометрии.
Для ускорения промера спектрограмм Филимонихин создал
устройство для быстрого сканирования солнечного спектра, причем
непосредственно в течение примерно 20 с получается кривая интен-
интенсивности 1% в функции Я.
§ 14. Фильтровые приборы
Выделение определенных длин волн с помощью светофильтров
гораздо проще, чем с помощью преломления в призмах или отра-
отражения от дифракционных решеток. При этом не нужна дорогостоя-
дорогостоящая и иногда труднодоступная оптика из кристаллического кварца
и требуется только фотоэлемент или фотоумножитель с кварцевым
или увиолевым окном. Именно из-за простоты изготовления и ра-
работы с ними приборы со светофильтрами весьма распространены.
Еще при первых наблюдениях Фабри, Бюиссона и Добсона при-
применялись светофильтры, сделанные из серебра, напыленного на
кварцевую пластинку. Но предком современных фильтровых прибо-
приборов был созданный в 1939 г. озонометр Кобленца и Стэра, исполь-
использовавших кадмиевый фотоэлемент с простейшим усилителем и на-
набор из четырех светофильтров. С таким прибором Стэр получил
довольно длинный ряд наблюдений за озоном в Вашингтоне (США)
[371]. Подобный же принцип этот автор [168] применил и в конст-
конструкции первого озонного радиозонда.
В Ленинградском государственном университете в 1949 г.
С. Ф. Родионов, А. Л. Ошерович и Е. В. Рдултовская [106] разрабо-
разработали для наблюдений озона электрофотометр с сурьмяно-цезиевым
фотоэлементом, позднее замененным ими фотоумножителем
ФЭУ-18. Они применили набор светофильтров, серебряных и стек-
54
лянных, позволявших вести наблюдения в участках спектра с мак-
максимумами Пропускания ОТ Амакс = 3140 А ДО Ямакс=3900 А. В 1957 Г.
Ш. А. Безверхний, А. Л. Ошерович и С. Ф. Родионов [9] создали
прибор ОФЭТ-3 (озонометр электрофотометрический трехканаль-
яый) с тремя светофильтрами. Один из них был изготовлен по ме-
методике С. Н. Андреева из боратного стекла (Ямакс = 3130 А, ширина
полосы пропускания 160 А), второй представлял комбинацию стек-
стеклянных фильтров с АМакс = 3250 А или Амакс =3700 А, третий — ин-
интерференционный фиЛЬТр С Амакс =4100 А.
Поскольку стеклянные светофильтры пропускают обычно срав-
сравнительно широкий участок спектра, приходится, как мы уже ска-
сказали в § 12, пользоваться при расчетах по формуле A1.4) некото-
некоторой «эффективной длиной волны» для данного фильтра. Если обоз-
обозначить через Si спектральную чувствительность прибора, через
тя — коэффициент пропускания фильтра, то наибольшая величина
отсчета по прибору придется на длину волны Ямакс, дающую макси-
максимум функции:
S1z-k/1 = Sxiz}/q-k • ю~ахР"х xm~ ltn . A4.1)
Зная ?-макс, логично использовать при расчетах количества озона
ВеЛИЧИНу Сбмакс, Соответствующую Амакс-
Величина аМакс для данного светофильтра и прибора, как мы
видели в § 12, непостоянна и зависит от \iX и га. При росте \х и га
величина 1% ослабевает заметнее в области более поглощаемых
волн в пределах пропускаемого фильтром участка спектра. Вместе
с эффектом молекулярного рассеяния это смещает обычно макси-
максимум произведения A4.1) к длинноволновому концу участка.
Светофильтры применены и в универсальном озонометре, скон-
сконструированном Г. П. Гущиным в 1959—1961 гг. [49]. Этот прибор,
называемый «озонометр М-83», сейчас широко применяется на сети
озонометрических станций СССР. Общий вид озонометра изобра-
изображен на рис. 13. В нем луч Солнца (Луны или рассеянного света
неба), пройдя входную диафрагму, защитную кварцевую пластинку
Таблица 10
Эффективные длины волн Лмакс (А) и коэффициенты
пропускания амакс для озонометра М-83. По Г. П. Гущину
X
0,
0,
0,
см
20
32
44
X, а
^макс
амакс
^макс
амакс
^макс
амакс
80
3280
0,
3280
0,
3280
0,
090
090
090
Зенитное
70
3240
0
3260
0,
3260
0,
160
118
118
расстояние
60
3220
0,213
3240
0,160
3240
0,160
Солнца ?°
50
3200
0,274
3220
0,213
3240
0,160
30
3180
0,
3200
0,
3220
0,
362
274
213
55

и выходную диафрагму, попадает па светофильтр и далее на фото-
фотоэлемент (СЦВ-6) либо фотоумножитель (ФЭУ-18). Револьверное
устройство позволяет сменять светофильтры.
Для наблюдения озона в этом приборе применяются свето-
светофильтры, при которых максимум чувствительности прибора SiXi
приходится на лмакс = 3140 и 3690 А, с шириной полос пропускания,
равной соответственно 210 и 220 А (рис. 14). Соответствующие эф-
Рис. 13. Общин вид универсального озонометра.
фективные длины волн ?-Макс и значения амаКс для первого свето-
светофильтра приведены в табл. 10.
Разрывы в ходе амакс> заметные в табл. 1, требуют, однако, еще
уточнения.
Фотоумножитель озонометра включен в цепь усилителя. Усиле-
Усиление можно менять, в 250 раз увеличивая его, например, при наб-
наблюдении слабого света Солнца, находящегося низко над горизон-
горизонтом, либо света Луны. Угол зрения озонометра равен около 6°.
56
Показания озонометра заметно зависят от температуры, влияю-
влияющей на прозрачность светофильтров и т. п. Поэтому в его показа-
показания нужно вводить поправки на температуру.
Поскольку эффективная длина волны лмаКс меняется с Z и X,
вычисление X становится более сложным. Для него нужно приме-
применять специальную номограмму (рис. 15), на которой по оси орди-
ординат отложено отношение (наблюдаемое в данный момент)
3000
3250
3500
3750
Рис. 14. Кривые спектральной чувствительности уни-
универсального озонометра в двух областях спектра при
температуре 16° С. По Г. П. Гущину.
/) Лмакс=3140 А, 2) Лмакс=3690 А.
(hjh2)kty где kt — коэффициент температурной градуировки при*
бора, а по оси абсцисс — ?. На номограмме проведены кривые,
соответствующие ряду значений X. При построении этой номо-
номограммы было положено, что 6i— 62 = О. Для мест, расположенных
на большой высоте над уровнем моря, где \х и т при том же зе-
зенитном расстоянии Солнца меньше, чем при г = 0, нужно строить
особые номограммы.
По оценке Гущина, вероятные ошибки озонометра равны при-
примерно 5% без учета аэрозольной поправки. Неопределенность по-
последней может вносить ошибку еще около 5%.
Во время упомянутых выше сравнений озонометрических при-
приборов СССР в Воейково в 1969 г. были проведены наблюдения по
двум озонометрам. Прибор М-83 № 24 в отдельные дни давал
о(Х) = A9-^32) • 10~3 см, в среднем 24, озонометр № 61 давал
а(Х) = 13-ь24, в среднем 19. Как мы уже отмечали ранее, в эти
значения входят, помимо случайных ошибок прибора, и действи-
действительные изменения X в течение дня. Средние суточные значения X
оцениваются по озонометру М-83 с вероятной ошибкой 0,67а, т. е.
около A3-f-16) • 10~~3 см, или 4—5% [20]. Этот вывод согласуется
с указанной выше оценкой Гущина.
57

Следует указать, что и конструкция озонометра М-83, и вообще
принцип фильтровых приборов не раз подвергались довольно суро-
суровой критике. В частности, Уордл на симпозиуме в Монако в 1968 г.
пришел к заключению, что «эффект конечного интервала длин волн
является серьезным препятствием для применения приборов с филь-
фильтрами» [419]. Результаты годичных сравнений озонометра М-83
и спектрофотометра Добсона в Софии привели Божкова к аналогич-
аналогичному выводу [151]. Он обнаружил, что расхождения обоих прибо-
25
35
Рис. 15. Номограмма для определения общего
содержания озона при наблюдениях на уровне моря.
По Г. П. Гущину.
ров имеют систематический характер, возрастают с увеличением \х
и достигают 20—30% при \х>2. Расхождения эти еще увеличива-
увеличиваются при дальности видимости менее 5 км, т. е. при наличии дымки.
Это последнее замечание Божкова относится, правда, уже к дру-
другому вопросу, который мы обсудим в § 17,— к введению аэрозоль-
аэрозольной поправки.
Можно полагать, что применение фильтровых приборов на сети
станций возможно, но при условии очень подробного исследования
их ошибок, эффективных коэффициентов пропускания фильтров
и пр.
На аналогичном принципе — применении светофильтров — уст-
устроен и самолетный озонометр Гущина [45], впервые испытанный
им в полетах в конце 1957 г. В нем имелись две комбинации стек-
стеклянных светофильтров советского производства (ЖС-З + УФС-2 и
СЗС-18 + УФС-2), выделяющие соответственно участки с Лмакс =
= 3110 А и лМакс = 3720 А, шириной 200 и 150 А. Приемником ра-
радиации служил магниевый фотоэлемент, нечувствительный к свету
са>3900 А.
Наблюдения в полете ведут через открытый иллюминатор либо
через иллюминатор с кварцевой пластинкой вместо стекла.
Самолет позволяет вести наблюдения озона выше облаков и
слоев аэрозоля и дымки. Так, при затмении Солнца 15 февраля
1961 г. автор этой книги провел озонометрические наблюдения над
Крымом с высоты 3000 м, над плотным покровом слоисто-кучевых
облаков. С самолета можно сделать за несколько часов горизон-
горизонтальный разрез распределения X, например, в антициклоне, над
струйным течением и т. д. Однако график, подобный графику на
рис. 15, нужно строить для каждой высоты, на которой велось
наблюдение.
§ 15. Наблюдения озона по видимой части спектра
Идея вычислять общее количество озона по поглощению в поло-
полосах Шаппюи всегда привлекала метеорологов своей простотой и
возможностью использовать легкодоступные методы актинометрии.
При этом можно избегнуть как применения кварцевой оптики, так
и затруднительного иногда выделения очень узких спектральных
интервалов. Менее опасен тут и рассеянный внутри прибора свет.
Полосы Шаппюи удобны тем, что коэффициент поглощения в них
не зависит от давления и мало меняется с изменением темпе-
температуры.
Насколько нам известно, коэффициенты поглощения впервые
вычислил Коланж в своей диссертации 1924 г. [169]. Но еще до
публикации его расчетов Кабанн и Дюфэй [160] использовали ко-
коэффициенты поглощения для того, чтобы извлечь данные об озоне
из очень старых материалов наблюдений, проведенных для совер-
совершенно иной цели. Это были болометрические наблюдения в 40 об-
областях солнечного спектра, осуществленные и обработанные Фау-
лем в обсерватории Маунт-Вильсон в США между 1905 и 1913 г.
и в Вашингтоне в 1903—1907 гг., а также наблюдения Линдхольма
в Упсале в 1912 г. Все они обнаружили заметное поглощение в об-
области спектра между 5000 и 6230 А, позволившее вычислить много-
многолетнее среднее общее количество озона (табл. 11).
Оставалось, однако, неясно,, можно ли такой способ применить
для ежедневных определений X.
Кабанн и Дюфэй по болометрическим данным обнаружили
в 1913 г. повышенное помутнение атмосферы, не наблюдавшееся
до 1911 г. Оно было одинаковым по всему спектру и увеличивало б
на 0,0111. Его приписали вулканической пыли, выброшенной при
извержении вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. Так возникло
59

понятие об основной трудности метода наблюдений видимой части
спектра — о введении поправки на изменчивость количества аэро-
аэрозоля. Когда Вульф и Циммерман в 1954 г. [427] попытались вычис-
лись X из сделанных в США болометрических наблюдений за от-
отдельные дни, им уже пришлось ввести представление о «цветном»
аэрозоле, коэффициент ослабления которого зависит от л и выра-
выражается эмпирической формулой
8 = -g-fg. A5.1)
По наблюдениям семи длин волн между 4700—7220 А они опреде-
определили методом матриц значения постоянных гр = 0,00149 мкм2, § =
= 0,00131 и нашли, например, из наблюдений на Тейбл-Маунтин
29 сентября 1953 г. Х = 0,256 см.
Таблица 11
Общее количество озона, определенное по полосам
поглощения Шаппюи
Автор
Фауль
Линдхольм
Место наблюдении
Вашингтон
Маунт- Вильсон
Упсала
Годы
наблюдений
1903—1907
1905—1906
1909-1910
1910-1911
1913
1912
Среднее X (см)
0,366
0,359
0,304
0,320
0,394
0,303
Выражение A5.1) описывает монотонный ход 6, поэтому оно
непригодно в тех случаях, когда 6 имеет в видимой части спектра
максимум либо минимум.
Позднее Хехас [235] провел несколько наблюдений по сходной
методике, но наблюдал всего три участка спектра.
Более детально этот вопрос рассмотрели К. С. Нигматуллина
и В. П. Сорокин [92, 93], объединившие наблюдения за пятью дли-
длинами волн в солнечном спектре с независимыми определениями X
по озонометру. Для этой цели они построили специальный регистри-
регистрирующий электрофотометр с интерференционными светофильтрами,
пропускающими длины волн от 3700 до 5936 А. Наблюдения 1965—
1966 гг., проведенные в весьма разнообразных климатических ус-
условиях (горы Кавказа и Западный Тянь-Шань, Черноморское по-
побережье), позволили Нигматуллиной предложить эмпирическую
формулу, описывающую довольно широкий класс наблюдаемых
функций б(к):
8 = lnaX +feX"*5. A5.2)
Коэффициент а и Ь Нигматуллина определила из упомянутых
спектральных наблюдений и обнаружила, что b более изменчиво,
чем а. В частности, например, в Карадаге 7 июля 1966 г. в среднем
за день 1па==—6,76, fe = 7,3-103, a 6 менялось от 0,12 при Х =
= 5936 А до 0,07 при А, = 3700 А. Значения X, полученные таким
60
способом летом 1966 г. в Карадаге, были равны 274 и 272, в 1965 г.
в Кызылче (Западный Тянь-Шань) 262- 10~3 см.
Использование функций, подобных A5.2), открывает путь неза-
независимого определения количества озона сравнительно простым спо-
способом.
Следует помнить, что поглощение в полосах Шаппюи «присут-
«присутствует» также и в явлениях сумерек и зари. На это указывал
Дюбуа еще в 1951 г.
Рис. 16. Спектральное распределение яркости в заре. Джурун, Актю-
бинская область, вечер 16 июня 1955 г. Солнце находится па 11° 16'
ниже горизонта. По А. X. Дарчия.
Высота над горизонтом (°): /— 1,5, 2 — 3, 3 — 5, 4 — 7, 5 — 9.
В 1954—1955 гг. А. X. Дарчия [56], наблюдая спектры зари на
угловых высотах 1—9° над горизонтом над зашедшим Солнцем,
обнаружил во многих случаях созданный озоном «провал» в этих
спектрах между 5800 и 6100 А (рис. 16). Он даже заметил, что
«в свежих чистых массах воздуха содержание озона значительно
больше, чем в сильно прогретых и замутненных». В Алма-Ате силь-
сильный зоревой эффект озона наблюдался при затоках холодного воз-
воздуха с севера, что хорошо соответствует нашим представлениям
о циркуляции озона.
В 1962 г. Фольц и Гуди [412] сравнили теоретические и наблю-
наблюденные в обсерватории Блю-Хилл кривые спектрального состава
сумеречного света (от зенита неба). Они тоже обнаружили очень
сильное влияние озона в виде глубокого провала эксперименталь-
экспериментальной спектральной кривой около 6000 А. Несложная теория позво-
позволила им установить приближенную связь между яркостью сумерек
в красной, оранжевой и зеленой частях спектра и общим количест-
количеством озона. Эта теория, как полагают авторы, «может дать основа-
основание для конструкции простого и дешевого озонометра».
61

Как мы уже упоминали, во время затмения Луны на ее диск
падает тень Земли, окруженная тенью земной атмосферы, сходящей
снаружи на нет. При этом лучи Солнца, проникшие до поверхности
Земли и затем вернувшиеся к границе атмосферы , т. е. дважды
прошедшие толщу последней, преломляются примерно на угол
1° 10/. Лучи, проникшие до высоты 10 км, отклонены на 17', до вы-
высоты 30 км — на Г. Таким образом, тень слоя озона как бы растя-
растянута на 16', т. е. на 7г диаметра лунного диска. Нижний из этих
лучей проходит наискось весь слой озона; поглощающая толща
последнего может достигнуть для такого луча 2jli(90°) • X, что равно
примерно 20 см. Даже слабое поглощение в полосах Шаппюи дол-
должно при этом давать синеватую каемку у земной тени, упавшей
на Луну. Длина участка этой каемки, проектирующегося на диск
Луны, соответствует 40° земного меридиана. Таков пояс земной
поверхности, озонная тень которого может быть видна одновре-
одновременно при затмении.
Идею наблюдения озона при затмениях Луны изложил акад.
В. Г. Фесенков в своих работах 1932—1960 гг. [119, 121]. Барбье,
Шалонж и Вигру пытались наблюдать таким способом затмение
2—3 марта 1942 г. [146]. При этих опытах выяснилось, что озонная
тень имеет не синеватую, а зеленоватую окраску и что она довольно
изменчива, вероятно, из-за оптической неоднородности атмосферы.
К сожалению, Солнце не точка, а шар с видимым угловым диа-
диаметром 32', и озонная тень на лунном диске сильно размыта в ши-
ширину. Поэтому наблюдения за озонной тенью и их интерпретация
нелегки. К тому же и лунные затмения сравнительно редки и могут
давать лишь отрывочные сведения об озоне.
§ 16. Наблюдения озона
по инфракрасному участку спектра
Мы уже упоминали в главе II, что в 1904 г. Онгстрем доказал
существование нескольких полос поглощения озона в инфракрасной
области спектра и, в частности, очень интенсивной полосы между
9,1 и 10 мкм [142]. При наблюдениях в Упсале 24—25 марта
1904 г. он обнаружил эти полосы также и в солнечном спектре и
высказал мысль, что «содержание озона в верхних слоях атмо-
атмосферы должно быть более богатым и более устойчивым, чем в бо-
более низких слоях».
В 1941 г. Стронг [375] доказал, что поглощение озоном в полосе
?и = 9,6 мкм сильно зависит от давления воздуха. Он предположил,
что эту связь можно использовать для определения высоты слоя
озона в атмосфере. В 1952—1954 гг. Гуди и Уолшоу [222] наблю-
наблюдали в Кембридже поглощение солнечной радиации на участке
спектра между 9,112 и 9,814 мкм, которое при небольших jn дости-
достигало 60% (эквивалентная ширина полосы была порядка 4200 А).
Из этих наблюдений они попытались определить эффективное дав-
давление р «центра» слоя озона и его высоту hp.
62
Позднее Эпштейн, Остерберг и Адель [208] предложили иной
способ определения hp. Они рекомендовали использовать для
этого, кроме наблюдений полосы поглощения 9,57 мкм, также вели-
величину собственного излучения озона в этой полосе (т. е. эффектив-
эффективную температуру слоя озона) и данные об общем количестве водя-
водяного пара в атмосфере. В 1956 г. Международная комиссия по
атмосферному озону собрала в Лондоне специальное совещание
о методах наблюдения озона по инфракрасной части спектра. Идеи,
изложенные Гуди на этом совещании, легли в основу нового спо-
способа определения озона отдельно в четырех слоях атмосферы
A000—300, 300—50, 50—10 и 10—0 мб). Детальнее разработал эту
идею Вигру [406, 409], указав, как рассчитать давление рмакс
в слое с максимальной плотностью озона рз — величину, имеющую
гораздо более ясный физический смысл, чем р. При наблюдениях
в июле—августе 1958 г. в Арозе удалось сравнить найденное таким
образом вертикальное распределение озона с наблюденным с по-
помощью электрохимического озонозопда Брюэра. Но, конечно, та-
такие «четырехслойные кривые» были существенно сглажены по
сравнению с кривыми, наблюденными озонозондами. Позднее,
в 1970 г., Вигру предложил улучшенный вариант этого метода [410],
который, однако, все еще сильно упрощал вид кривой рз{г).
Вопрос о том, насколько влияние водяного пара мешает наблю-
наблюдениям полосы 9,57 мкм, разбирал Уолшоу в 1952—1954 гг., а за-
затем Дэви, Шеппард и Уолшоу, когда они в 1963 г. предложили
давно напрашивавшийся метод наблюдения озона по нескольким
длинам волн в инфракрасной области [178]. При этом были выб-
выбраны длины волн 9,5 мкм (сильное поглощение озоном), 9,135 и
10,035 мкм (слабое поглощение Оз), 11,137 мкм (слабое поглощение
водяным паром) и 8,628 мкм (поглощение закисью азота N2O).
Авторы, однако, на практике вычисляли количество озона в трех
слоях, пользуясь лишь наблюдениями первой из этих полос.
В недавнее время Шпехт [369] сообщил о своих опытах опреде-
определения общего количества озона с помощью полосы 9,57 мкм.
Нет сомнения, что необычайная изменчивость количества водя-
водяного пара в атмосфере и его небольшое, но заметное поглощение
радиации в области около 9,57 мкм будут всегда затруднять на-
наблюдение эффектов озона в этой части спектра.
§ 17. Аэрозольная поправка
При вычислении общего количества озона, как и при других
подобных расчетах, мы должны знать величину
Ъ2)т'
A7.1)
которую можно назвать условно аэрозольной поправкой. Для того
чтобы вычислить X с точностью, например, до 1%, нужно.
63

очевидно, знать разность коэффициентов аэрозольного рассеяния
с точностью до 0,002.
Аэрозоль может быть — и это идеальный случай для озономет-
риста — нейтральным (серым), т. е. таким, у которого 6 не зависит
от X. Таковы, например, облака и обычные туманы. Аэрозоль может
быть и селективно-рассеивающим (цветным), т. е. таким, когда 6
заметно зависит от л, например, следуя выражению, очень давно
предложенному Онгстремом,
8=-рг. A7-2)
где, по Онгстрему, т = 1,3.
Пассажир самолета, медленно поднимающегося вверх и проби-
пробивающего тропопаузу (в особенности, если Солнце низко над гори-
горизонтом), легко может заметить под тропопаузой слой серовато-сн-
певатой дымки, резко отличающийся от слоя более чистого воздуха
Рис. 17. Функция к(х) для п= 1,33. По Пендорфу и Голь-
бергу.
стратосферы над ним. Это «голубой» аэрозоль с т>0, рассеиваю-
рассеивающий голубые лучи сильнее, чем желтые.
Рассеяние света диэлектрической частицей радиусом г с показа-
показателем преломления п зависит от сечения рассеяния
1=*гЧ(р), A7.3)
где р = 4яг(п— 1)/а, a k(p) —функция, которую рассчитывали Ми,
Шулейкин, Хаутон и др. На рис. 17 представлен ход функции k(x),
где х = 2пг/К при п=\,33. Она имеет крутой максимум при л: = 6,1,
затем минимум при х~12 и далее после ряда затухающих колеба-
колебаний приближается к 2. Для частиц с большим п кривая k(p) «сож-
«сожмется», вершины ее приблизятся к началу координат и максимум
рассеяния будет иметь место при меньших х.
По Ван-дер-Хюлсту, можно приближенно представить функцию
k{p) выражением (для так называемых «мягких» частиц
с (п— 1) <С1)
2 sin р , 2A— cos p)
*(p)=2[l
Р2
A7.4)
Рассеяние частицами проводящих веществ определяется иными
соотношениями, чем A7.4). Хотя в атмосфере нередко наблюда-
наблюдаются дымки разных оттенков, зависящих от химического состава
их частиц, мы еще очень мало знаем об оптике дымки, например
состоящей из частиц соли, поднимаемых ветром в солончаковых
пустынях.
Перед озонометристом стоит задача либо выбрать место и усло-
условия наблюдения, где 6i— 62 = 0, либо найти способ оценивать эту
разность путем каких-либо добавочных наблюдений, например,
в смежной области спектра при А,=4500-f-5000 А. Очень важно по-
поэтому знать зависимость 6 от к в спектральном интервале между
3000 "и 5000 А.
к(\)
3000
^ 000
5000
6000
7000
8000
Рис 18. Функция k(X) для монодисперсного аэрозоля.
Значения г (мкм): / — 0,25, 2 — 0,5, 3 — 0,65; «=1,33.
Для монодисперсного аэрозоля, состоящего из частиц одинако-
одинакового радиуса, теоретическая зависимость &(Я) в этом интервале
представлена на рис. 18. При малых радиусах г = 0,1ч-0,3 мкм та-
такой аэрозоль голубоватый и сильнее рассеивает более коротковол-
коротковолновые лучи. При г = 0,5 мкм в середине выбранного нами интер-
интервала возникает максимум 6, а при г = 0,65 мкм в нем появляется
минимум рассеяния.
Сложнее обстоит дело, если аэрозоль полидисперсный, т. е. в нем
есть частицы разных радиусов и число их является функцией ра-
радиуса. По Юнге [251], спектр размеров частиц аэрозоля описыва-
описывается эмпирической формулой
dn(r)=cr~*dlogr или ^^=-^g-r-
64
5 Зак. № 513
A7.5)
65

где N(r) —число частиц с радиусом меньшим, чем г, dn(r) —чи-
—число частиц с радиусом в интервале d(logr), а C — постоянная, для
разных аэрозолей равная 2,5—4,0. Чаще всего C=3. При больших Р
спектр A7.5) становится очень острым с малым количеством круп-
крупных частиц.
Очень важно, что наблюденные спектры частиц аэрозоля до-
довольно резко «обрезаны» со стороны малых rm, т. е. что п = 0 при
радиусах меньших, чем некоторое гт. По Юнге, rm = 0,08 мкм, но
позднейшие наблюдения показали, что гт несколько больше.
Соответственно число частиц с радиусом большим, чем rm,
равно
Таблица 12
со
A7.6)
С учетом A7.6) общее сечение рассеяния совокупности частиц
аэрозоля равно
§=-
4к(п-1)г„
X
A7.7)
где
Pm=
4tc (n — 1) Г
и интеграл 7(P, pm) зависит, очевидно, и от р, и от рт. Он вычис-
вычисляется через элементарные функции и интегральные синус и коси-
косинус при целых р и через интегралы Френеля при полуцелых р.
Поскольку
~ * in
1 т~~~ 4тс(л— 1)
A7.8)
с учетом A7.6) имеем простое выражение для б:
В—2
Рт
Рт). A7.9)
Оно пропорционально, как видим, поперечному суммарному сече-
сечению Nm частиц, имеющих минимальный радиус гш.
В табл. 12 приведены величины Рр^~2/(Р, рт) для ряда значений
гт и р, нужные для расчета теоретического б. Они описывают в то
же время распределение энергии в спектре рассеянного полидис-
полидисперсным аэрозолем света. Величина б определяет и ослабление
прямого солнечного света аэрозолем.
Задав определенное гт (определенное значение границы спектра
размеров аэрозоля), мы выберем в график 2, 3, 4, 5, 6 либо 7 длины
волн, которым соответствуют для разных р в графах 8, 9 и 10 те
или иные относительные количества рассеянной энергии. Другими
66
р
rm
1
1,00
1,25
1,50
1,75
2,00
2,50
3,00
3,50
4,00
4,50
5,00
5,50
Шкалы длин
0,1
о
4222
3378
2815
0,15
3
6334
5067
4222
3619
3167
Расчет
теоретического
волн X (А) для различных
Тт
0,2
4
8445
6756
5630
4825
4222
3378
2815
мкм
0,3
5
8445
7238
6334
5067
4922
3619
3167
2815
0,35
6
7389
5913
4926
4222
3694
3284
2956
значения 6(Х)
Гт
0,4
7
8445
6756
5630
4825
4292
3753
3378
3071
Значение функции
р4 J (
Р, vm), соответствую-
щее указанным в графах 'i—i
C = 2,5
8
9,338
9,243
10,55
10,91
11,10
11,22
11,08
10,83
10,56
10,35
10,26
10,15
длинам волн
р = з,о
9
4,810
5,588
6,186
6,657
6,984
7,323
7,320
7,047
6,786
6,453
6,165
5,997
р = 4,0
10
3,101
3,725
4,188
4,683
5,202
5,368
5,238
4,947
4,560
4,210
—
словами, числа, например, в первых семи строках графы 9, отно-
относящейся к параметру р=3 формулы Юнге, описывают относитель-
относительное распределение энергии рассеянной радиации для длин волн от
8445 до 2815 А, указанных в графе 4 для гш = 0,2 мкм.
Максимум ослабления солнечного света приходится приблизи-
приблизительно на значения рт и длины волн К, указанные в табл. 13.
Таблица 13
Расчет длин волн, испытывающих максимальное
ослабление
Рт (приближенно)
% (приближенно)
2,5
2,4
3,0
2,75
1,537гт
4,0
3,1
1,37гт
Заметим здесь, что интеграл /(C, pw) существенно зависит от
рт и, поскольку рт = 4п(п—1) ттД, он сильно меняется с длиной
волны К. Поэтому при вычислении 61/62 для одинаковых гт, но
для двух разных длин волн значения 7(Р, рт) нельзя сокращать,
как это сделано в [52] в формулах (8) и (9). Поэтому полученная
в этой работе таким способом простая формула 6i/62= (^i/A,2)fe
неверна и не годится для вычисления аэрозольной поправки.
Из табл. 12 видно, что б должно убывать с уменьшением длин
волн в интервале 5000—3000 А (т. е. аэрозоль должен быть «жел-
«желтым») при rm^0,3 мкм. Наоборот, 6 возрастает с убыванием %
и аэрозоль «голубой» при rm<0,2 мкм.
Рассмотрим теперь некоторые экспериментальные данные об
аэрозольном ослаблении в атмосфере.
67

В экспедициях, проведенных летом на Памире A963—1968 гг).
и в Каракумах A966 г.), т. е. в очень сухом климате, О. Д. Барте-
Бартенева, Н. И. Никитинская и Е. А. Полякова [6] обнаружили преоб-
преобладание нейтрального [т = 0 в A7.2)], не зависящего от длины
волны ослабления в пределах X от 3480 до 10 070 А. При этом 6
менялось на Памире от 0,033 до 0,170, а в Каракумах от 0,041 до
0,100. В отдельных случаях, однако, наблюдалось и селективное,
зависящее от длины волны ослабление. Тогда 6 возрастало к мень-
меньшим длинам волн примерно в соответствии с A7.2) при т = 1,3.
Из табл. 12 видно, что т может достигать такой большой величины
лишь при гт<0,1 мкм и |3>4, т. е. при наличии очень мелких час-
частиц аэрозоля и очень остром спектре их размеров.
К. С. Нигматуллина [92] в 1965—1966 гг. наблюдала ослабле-
ослабление солнечной радиации в области спектра 3740—5950 А в Кы-
Ъ
0,3
0,2
0,1
Рис. 19. Спектральное распределение
коэффициента аэрозольного ослабления.
По К. С. Нигматуллиной.
Кызылча, 1965 г., / — 19 сентября, 2 — 6 октября;
Тсрскол, 1966 г., 3 — 28 мая; Карадаг, 1966 г., 4 —
7 июля, 5 — 18 июля (среднее за день), 6 — 18 июля,
13 ч 35 мин, 7—18 июля, 6 ч 5 мин, 5—19 июля,
12 ч 45 мин.
3000 Ш0
5000 X А
зылче (Западный Тянь-Шань, 2100 м над уровнем моря), в Терс-
коле (Кавказ, 2075 м) и в Карадаге на берегу Черного моря, в об-
общем в более влажном климате, чем авторы [6]. В отдельных слу-
случаях, например в Кызылче 19 сентября 1965 г., 6 (X) было очень
мало, меняясь в течение дня от 0,025 до 0,076 в пределах видимой
части спектра. Чаще, однако, наблюдались большие значения б
(рис. 19), сильно зависящие от I и достигавшие минимума в интер-
интервале А, = 4000-^-5000 А. Если бы аэрозоль был монодисперсным, то
такой провал соответствовал бы радиусу частиц 0,8—1,0 мкм. Су-
Существенный рост 6 с повышением влажности воздуха был тоже
обнаружен Нигматуллиной.
Аналогичные оптические исследования провели за рубежом
Фенн [213], а в СССР Н. И. Никитинская, А. Я. Перельман и
К. С. Шифрин [95]. Они указали на один важный и новый факт,
а именно, что в интервале г = 0,1 ч-1,0 мкм существует не равномер-
равномерное распределение размеров, согласующееся с A7.5), а отдельные
68
группы больших и меньших частиц. Наиболее надежны наблюдения
Шифрина с сотрудниками, сделанные в 1951 г. Они были обрабо-
обработаны по созданной Шифрииым методике «обращения» спектраль-
спектральной зависимости S (X) в спектр размеров п(г). Наблюдения эти
были выполнены под Ленинградом летом и осенью в течение
15 дней с наибольшей прозрачностью (коэффициент прозрачности
р = 0,80-ь0,84) с помощью девяти ИФ для X от 5720 до 10 070 А.
В табл. 14 указаны по Фенну и Шифрину рассчитанные таким спо-
способом радиусы частиц, повторяемость которых наибольшая и наи-
наименьшая.
Таблица 14
Радиусы (мкм) частиц аэрозоля, относительное число которых велико и мало
Автор
Фенн
Шифрин
г\ макс
0,10—0,15
г\ мин
0,2—0,3
Г2 макс
0,30-0,37
0,30—0,35
Г2 мин
0,45—0,50
0,50—0,55
Фенн .
Шифрин
Автор
0
0
Г3 макс
,55—0,65
,60—0,70
0
Г3 мин
,75—0,85
1
Г4 макс
,0—1,3
Недавно В. С. Сорокин по данным наблюдений в Терсколе
тоже обнаружил, что группы частиц с г = 0,20 и 0,65 мкм оптически
преобладают над другими.
В заключение упомянем еще два приближенных метода наблю-
наблюдения озона.
Можно определять X, наблюдая рассеянный свет ясного неба
обычно в зените. При этом вычисляют Ьь— отношение интенсив-
ностей радиации двух длин волн, как правило, тех же, по которым
одновременно наблюдают X спектрофотометром Добсона. По боль-
большому числу таких параллельных определений Ьь, X и \х составляют
график изоплет X, подобный представленному на рис. 20. По нему
находят X, используя наблюденное отношение Ьь.
Производя серии таких наблюдений в ясные вечера (и предпо-
предполагая, что в течение каждой серии X остается неизменным), мо-
можно кривые этого графика продолжить для jli>3,5, т. е. для зенит-
зенитных расстояний, при которых обычные определения X невоз-
невозможны.
Аналогичный график можно составить и для наблюдений по
зениту облачного неба, пользуясь для этого днями с переменной
(то надвигающейся, то уходящей) облачностью. Такие графики
лучше строить отдельно для дней с облаками нижнего яруса и
69

отдельно для дней с облаками среднего и верхнего ярусов. Иногда
в облачные дни наблюдают параллельно и «длинную пару» длин
волн С, благодаря чему получают аэрозольную поправку к X, вы-
вычисленному по графику, построенному для ясного неба.
Таким способом, например, во время Международного геофи-
геофизического года в обсерватории Винья-ди-Валле был получен весьма
хороший и однородный ряд наблюдений, на котором почти не ска-
сказывалась смена наблюдений по прямому и рассеянному свету.
W 2,6
V 5,0 5,8 6,6 7,4 8J 9,0 9.8 10,6 11,4 р
Рис. 20. График Добсона для определения общего содержания озона по
наблюдениям ясного неба в зените.
Цифры у кривых — значения X в К)-3 см.
§ 18. Метод обращения
Мы уже рассказали в главе II, как возник метод обращения и
как родился этот термин. По случайному, но пророческому совпаде-
совпадению метод был именно решением «обратной задачи», как называют
в наши дни подобные проблемы.
Рассмотрим подробнее, что такое эффект обращения. Предпо-
Предположим, что мы наблюдаем с помощью спектрофотометра или дру-
другим прибором свет, рассеянный зенитом неба, и определяем отно-
отношение интенсивностей радиации Г% и /^ для двух длин волн м и %г
(^2<A,i). По мере того как Солнце опускается к горизонту и его
зенитное расстояние ? растет, отношение I'%Jl\x убывает. Но начи-
начиная с некоторого ? (порядка 84—87°) это отношение начинает снова
расти. Это и есть эффект обращения (рис. 21).
Для объяснения этого эффекта полезно ввести понятие «суме-
«сумеречный луч».
Рассмотрим монохроматический луч Солнца с длиной волны Xi,
проникающий в атмосферу и испытывающий в ней ослабление
вследствие рассеяния молекулами воздуха и поглощения, напри-
например, озоном. Пусть начальная интенсивность радиации равна / ,
а угол падения лучей есть ?. Тогда интенсивность в точке В на
50 60
100°С
Рис. 21. Кривые первого и второго обращения. Ахме-
дабад (Индия), 12 марта 1963 г. Отношение /'//, т. е.
отношение интенсивностей радиации более длинно-
длинноволнового и более коротковолнового участков спек-
спектра (пары длин волн А, С и D), в функции зенитного
расстояния Солнца ?. Первое обращение — уменьше-
уменьшение /'// наблюдается при ?>82°, второе — при ? =
= 95-5-97°.
высоте z по A1.2) будет равна, если вынести \х и т из-под
знака интеграла и положить ал2 = 0,
Л, B)=/ох,
-^W*-1» N
dz
A8.1)
График функции I% (г) приведен на рис. 22 (кривая 1).
Для другой, меньшей длины волны Я,2<А,1 (из-за того, что в изу-
изучаемой нами области спектра, вообще говоря, ах растет с умень-
уменьшением А,) ая2>ал, и ослабление радиации будет больше и нач-
начнется выше (кривая 2I. Сходный эффект произведет и увеличение ?
(увеличение \х и т).
1 Следует помнить (и это учтено на рис. 22), что внеатмосферное значение
qs (I. при z— ос) для волны %2 будет, вообще говоря, меньше, чем для %\.
70
71

Количество радиации V с длиной волны м, рассеянной под уг-
углом 6 = ? к направлению падающего луча единицей объема воз-
воздуха, равно
3fcn (z)
16г.
A8.2)
где объемный коэффициент рассеяния ka пропорционален плотно-
плотности воздуха рв. Можно считать (полагая приближенно Т =
= const), что последняя убывает с высотой как
г
77"
и поэтому
Z
A8.3)
где #=18,4 км и &ш — объемный коэффициент молекулярного рас-
рассеяния воздуха при нормальном давлении. В результате
SJ.aXi
10
*вО
. A8.4)
Часть этой рассеянной радиации, зависящая от угла ? между
падающими лучами и вертикалью, будет направлена в сторону на-
наблюдателя, с поверхности Земли наблюдающего рассеянный свет
неба в зените.
Мы пренебрежем пока ослаблением света, происходящим на
более коротком вертикальном отрезке пути от рассеивающего слоя
до наблюдателя.
График функции I'%(z) изображен в соответствующем масштабе
кривой 3 на рис. 22. Она имеет максимум на высоте zi, т. е. в свет
неба от зенита наибольший вклад делает слой на высоте zi. Лучше
сказать, что наибольший вклад дает луч Солнца, достигающий вер-
вертикали на высоте Zi. Этот луч называется сумеречным лучом, по-
поскольку понятие о нем возникло из теории сумерек, впервые пред-
предложенной В. Г. Фесенковым и Н. М. Штауде. Сумеречный луч су-
существует не только после захода Солнца, но и днем, при достаточно
больших углах ?, т. е. при низком Солнце.
Очевидно, вклад в свет неба более высоких и в особенности бо-
более низких слоев атмосферы существенно меньше, чем вклад
СЛОЯ 2i.
При увеличении ?, т. е. с ростом р, и т, уровень наибольшего
вклада располагается выше и сумеречный луч поднимается. Свет
от зенита неба тогда формируется в более высоких слоях, сумереч-
сумеречный луч «выхватывает» все более высокие участки атмосферы.
12
Аналогично для меньшей длины волны %% (кривая 4, рис. 22)
сумеречный луч расположен выше, чем для Яь Свет от зенита неба
с длиной волны /.о формируется в общем в более высоких слоях
атмосферы, чем свет с длиной волны Ль
Теперь можно учесть и ослабление луча на вертикальном от-
отрезке его пути от точки (уровня) рассеяния до наблюдателя, введя
в A8.4) множитель
dz
10
Рис.
22. Формирование сумереч-
сумеречного луча.
Кривые / и 2: яркость падающего луча
ь1Я двух длин волн, X;</.i; кривые 3
и 4: яркость рассеянного света на еди-
единичную толщину слоя (ослабление в ни-
нижележащих слоях не учтено). Яркость
дана в относительных единицах.
SO
30-
'М
н
' \\
ч
\
\ //
W
V1
1!
1 ^>
2
/
/
/
/
/
/
/
/
1
1
/
\
и тогда получить поток энергии, доходящий до наблюдателя:
mk
хю
p.0f> л ЛА1 г , ""MAD г , rt UU с
. A8.4')
рассмотреть интегральный поток света от зенита Д,,
создаваемый всеми слоями атмосферы от 2 = 0 до г = оо, но опре-
определяемый, как сказано, главным образом слоем воздуха вблизи су-
сумеречного луча:
/Xi= ll(z)dz.
A8.5)
Очевидно, по мере опускания Солнца к горизонту, с ростом ?,
величина /*,, будет уменьшаться и тем скорее, чем больше а*,
и k\\. Поэтому отношение hlh, будет при этом, вообще говоря,
уменьшаться. Однако при некотором зенитном расстоянии Солнца
73

может оказаться, что сумеречный луч для Xi проходит ниже слоя
озона и значительно ослаблен последним, а луч для Х2— выше
этого слоя; тогда рассеянный свет с Х2 испытает ослабление озоном
лишь на коротком вертикальном пути от рассеивающего слоя, точ-
точнее, от 22, до наблюдателя. Поэтому начиная с некоторого ? отно-
отношение hlh{ может начать возрастать. Это и есть эффект обра-
обращения.
Из наших рассуждений о высоте сумеречного луча следует, что
эффект обращения зависит как от высоты озонного слоя, так и от
распределения озона в функции г.
Более подробную теорию этого явления разработали и Добсон,
и Гетц (см. [102]). Они предложили два варианта метода опреде-
определения количества озона в верхних слоях атмосферы, так называе-
называемые методы А и В. Мы рассмотрим более простой метод А в виде,
предложенном Уолтоном для наблюдений во время МГГ [416].
Обозначив е = рз/рзо, е1 = рв/рво, мы раскроем и перепишем
A8.5), разделив поглощение радиации озоном и рассеяние ее воз-
воздухом:
— п.а;ч (* г dz — а
e dz
10
РвХ
A8.5')
Обозначив
j 6flfe+jerfz = K(z),
m
\
(Добсон назвал Y(z) озонной длиной пути для уровня г), находим
оо
7,!= k A +cos2t)V J КГ*'- Y w p.ICT*1^ <*> dz A8.6)
0
и аналогичное выражение для I%2.
При этом Y (общая толща озона на пути Солнце — рассеиваю-
рассеивающий слой — наблюдатель) является функцией не только общего
количества озона, но и его вертикального распределения. Это и
дает возможность изучить последнее по зависимости 1%, и
/я2 от ? и /я.
74
Предположим, что общее количество озона X известно и опре-
определено каким-либо независимым методом. Озоносферу делят далее
на пять слоев: 0—12 км (в дальнейшем отмечается индексом г = 4),
12—24 км (индекс г = 3), 24—36 км (индекс 2), 36—54 км A) и
выше 54 км @). Обозначая количество озона в слоях 4, 2 и 1
соответственно через и, Х2 и Х{ и считая, что выше 54 км рз = 0 и
поэтому ^о = О, имеем в слое 3 Х3 = Х — Х\ — Х2— и. Согласно на-
наблюдениям Кея и др., с достаточной точностью можно положить
и = 0у085Х, после чего остаются всего два подлежащих определе-
определению значения *i и *2. На практике выяснилось, что для расчетов
необходимо более детальное знание распределения озона в слое 1,
где можно принять, что распределение озона следует экспоненци-
экспоненциальной формуле рз~ e~°'214z. Тогда соответственно в слое 36—42*км
должно находиться озона 0,739Xi, в слое 42—48 км 0,204Xj и в слое
48—54 км 0,057/Yi. Довольно громоздкие, но элементарные расчеты
позволяют тогда выразить Y(z) для данного ji через Xi и Х2 (и из-
известные уже X и и). Это сделано для стандартных зенитных рас-
расстояний Солнца ?, равных 60, 80 и 86,5°. Ниже приведена для при-
примера табл. 15 со значениями Yr (функция Y(z) дается с индексом
слоя, для верхней границы которого она вычислена) для ? = 80°,
Таблица 15
Значения функций Yr(z)
Го X
Ух X + 1,32*!
Y2 ......... .Y + 4,47^ 4-2,32*2
Г3 3,32^-2,32^4- 1,87*! 4-2,12*2
Г4 5,44* —2,12a —0,48*!—0,27*2
Сходные таблицы имеются и для ?=60° и для ?=86,5°.
Значение т для луча, претерпевшего рассеяние, является про-
простой функцией распределения плотности воздуха, которое можно
принять постоянным. Эту функцию можно раз и навсегда рассчи-
рассчитать для указанных пяти слоев, интегрируя также по 15 точкам
в каждом слое. Тогда общий интеграл в A8.7) явится суммой пяти
слагаемых — функций от Xi и Х2 и от известного коэффициента по-
поглощения ал,, умноженных каждое на известную функцию Аг =
= рв- 10 ш . То же можно сказать об аналогичном интеграле I% ,
отличающемся лишь иным — тоже известным — значением оц„.
Получив из наблюдений со спектрофотометром Добсона двг
значения отношения hjh1 для двух ?, например 80 и 86,5°, можно
определить два неизвестных *i и Х2) хотя, конечно, процесс такого
расчета методом проб и ошибок громоздкий. Очевидно, чем больше
различаются исходные значения hjh{, тем точнее расчет.
75

Для расчета, разумеется, нужно знать и отношение Iox2/hi =
= L0 — внеатмосферную постоянную. Ее определяют отдельно, по
наблюдениям прямой радиации при малых зенитных расстояниях
Солнца ?.
Такова идея метода обращения. Он в конечном счете стремится
описать вертикальный профиль распределения озона с помощью
двух значений Х[ и Х2 и с помощью некоторых априорных сообра-
соображений об озоне в слоях ниже 12 км и выше 54 км. Такой метод,
конечно, приближенный, и с самого начала его применения Гетц
указывал, что он дает ошибки до 40%.
Одновременно с методом А был предложен в 1934 г. метод В,
основанный на делении атмосферы на 10 слоев, в которых погло-
поглощение и рассеяние предполагались сосредоточенными на одном
уровне в середине каждого слоя. К наблюдениям МГГ Раманатан
и Дэви дали подробное описание нового варианта способа В, при
котором для вычисления X в 10 слоях нужно производить наблю-
наблюдения 1% при ряде значений Z от 60 до 90е. При этом вводится по-
поправка и на вторичное рассеяние света.
По мере распространения озонозондов метод обращения не-
несколько отступил на второй план, но на своей родине — в Швейца-
Швейцарии— не был забыт. За его усовершенствование энергично взялся
Дютш при содействии Центра атмосферных исследований США.
Он предложил рассчитывать среднее рз для девяти слоев, выбран-
выбранных (табл. 16) по одинаковым интервалам логарифма давления
воздуха — от 1000 до 500 мб, от 500 до 250 мб и т. д.
Таблица 16
Слои, использованные в методе Дютша
№ слоя
Давление
воздуха
(Мб)
Высота
(км)
от
до
от
до
0
1000
500
1
500
250
0
10,3
2
250
125
10,3
14,8
3
125
62,
Н,
19,
5
8
2
4
62,
31,
19,
23,
5
9
9
7
5
31,2
15,6
23,7
28,2
15
7
28
32
б
,6
,8
9
,7
7
3
32
-37
7
,8
,9
,7
,5"
8
3,9
1,96
37,5
42,6
9
1,96
>42,6
Дютш пересчитал заново огромный материал прежних наблю-
наблюдений эффекта обращения, собранный во всех странах мира [195].
В частности, он использовал данные около 2500 наблюдений, про-
проведенных в Арозе. Это была титаническая работа, но зато она дала
довольно систематические климатологические сведения о вертикаль-
вертикальном распределении озона.
Благодаря большой дешевизне, простоте и доступности метод
обращения еще раз завоевал почетное место в озонометрии, тем
более что он дает сведения и о верхней части слоя озона (выше
32 км), которая редко доступна для озонозондов. В частности,
Дютш, Боллер и Линг [199] обнаружили с его помощью существен-
76
ное увеличение рз в слоях выше 35 км в годы с повышенной сол-
солнечной активностью.
Признаем, правда, что годовой ход озона, рассчитанный по ме-
методу обращения, заметно сглажен на больших высотах и что мак-
максимум на вертикальном профиле озона притуплён на 20%, а иногда
и на 30%. Этим методом нельзя выявить те детали вертикального
распределения, которые легко обнаруживает, например, люминес-
люминесцентный озонозонд. Иными словами, метод обращения приносит
лишь ограниченное число элементов информации, как это неодно-
неоднократно подчеркивалось [287]. Но эти недостатки, вероятно, отсту-
отступят на второй план, если учесть простоту наблюдений эффекта
обращения.
Скажем несколько слов о главных трудностях метода обра-
обращения.
При этом методе очень опасна возможность неоднозначных ре-
решений— получение различных профилей озона по одинаковым ис-
исходным данным. Метод обладает, таким образом, большой вычис-
вычислительной неустойчивостью.
Бибби [149] в 1964 г. показал, что, например, можно предло-
предложить более 90 различных моделей вертикального распределения
озона, для которых рассчитанные обратным ходом значения
lg hjlkt будут совпадать с наблюденными в пределах доступной
нам точности. Бибби даже заключил, что метод обращения можно
применять только для вычисления высоты центра тяжести слоя
озона Яц. т. В этом он неправ. Нет сомнения, что кривая обращения
содержит в себе гораздо больше информации, чем только одно зна-
значение Я. Вывод Бибби означает лишь то, что мы должны иметь
под рукой способ регуляризации — способ отбора решений, имею-
имеющих физический смысл или мало отклоняющихся от некоторых
стандартных распределений рз. О такой регуляризации уже забо-
заботился Дютш в своей упомянутой работе 1959 г. Существенную по-
помощь ей, конечно, должны оказывать наблюдения по озонозондам,
описывающие как среднее распределение, так и вероятные откло-
отклонения рз в отдельных слоях.
Возможно, что с подобной вычислительной неустойчивостью
связан и неверный вывод, сделанный в 1933 г. Пекерисом [314],
утверждавшим, что типичное вертикальное распределение озона,
как правило, не может создавать эффект обращения.
С. Ф. Родионов считал, что эффект обращения создается селек-
селективной прозрачностью аэрозоля атмосферы, т. е. неодинаковым
рассеянием света разной длины волны. Это значило, что эффект
обращения формируется в запыленных самых нижних слоях атмо-
атмосферы. Здесь загрязнение атмосферы очень изменчиво. Профили
же озона, полученные методом обращения, наоборот, различаются
мало, во всяком случае, гораздо меньше, чем, например, различа-
различаются концентрации аэрозоля в умеренных широтах и в Антарктиде.
Несомненно (и в этом Родионов прав), что, применяя метод обра-
обращения, нужно учитывать поправки на аэрозоль.
77

Главной практической трудностью метода обращения является
введение поправок на вторичное рассеяние света в атмосфере.
Этот вопрос изучали Туоми и Хауэлл [380], а также Дютш [195].
Последний рассчитал такие поправки для сферической атмо-
атмосферы— для нескольких стандартных вертикальных распределе-
распределений озона.
Чтобы дать окончательную оценку метода обращения, Дютш,
Боллер и Линг [199] провели в 1967 г. в течение 153 дней парал-
параллельные наблюдения эффекта обращения в Арозе по двум спектро-
спектрофотометрам. Не входя в подробности, скажем лишь, что показа-
показания двух приборов для ясных дней очень хорошо совпадали
(коэффициент их корреляции был более 0,95) в слоях 2—4 между
тропопаузой и уровнем 32 мб (г = 23,4 км). Совпадение было
удовлетворительным, и следовательно, данные метода обращения
были полезными, в слоях 5—6 до уровня порядка 8 мб (г = 32,3 км),
Для более высоких слоев, полагают авторы, метод требует луч-
лучшего качества наблюдений и лучшей калибровки приборов.
Сравнение наблюдений эффекта обращения в Арозе и выпусков
электрохимического озонозонда, осуществленных параллельно
в Тальвилле (на расстоянии около 100 км) в течение 14 месяцев
1966—1967 гг., дало менее утешительные результаты [203]. Оно
доказало, что рассчитанные по методу обращения профили более
сглажены, чем непосредственно определенные зондированием (это
можно было заранее ожидать). В частности, первый из методов
сильно сглаживает нижний (вторичный) максимум озона, возни-
возникающий, как мы знаем, обычно при больших X. Часто вычисленная
по методу обращения высота максимума р3 была больше опреде-
определяемой озонозондом. В общем, коэффициенты корреляции между
данными двух методов существенно меньше (порядка 0,79—0,82
в слоях 2—4), чем при сравнении двух параллельных рядов наблю-
наблюдений эффекта обращения. Возможно, что метод обращения имеет
систематические ошибки, которые еще не устранены.
Тем не менее для климатологических разработок и для синопти-
синоптического использования данных об озоне метод обращения сохра-
сохраняет свои преимущества перед озонозондами.
Как обнаружили экспериментально в СССР X. К. Кумыков
[84, 85], а в Индии Раманатан, Ангреджи и Шах [329], отношение
I'JI[2 при обращении возрастает, достигая сначала максимума при
угловой высоте Солнца над горизонтом Л0 = 2,5°, а затем минимума
уже после захода Солнца при Л0 = —7°, и после снова начинает
возрастать. Это так называемый эффект второго обращения. Ку-
Кумыков объяснил количественно его происхождение на основе клас-
классической теории сумерек, вычислив яркость рассеянного света неба
в двух участках спектра с сильно различающимися а*. Недавно
(в 1971 г.) Брюэр даже предложил использовать этот эффект вто-
второго обращения для наблюдения озона.
Совершенно независимый метод изучения вертикального распре-
распределения озона предложил Г. И. Кузнецов [79]. Он развил и приме-
78
нил на практике идею акад. В. А. Амбарцумяна, высказанную по-
последним еще в 1934 г. [2].
Предположим, что мы определяем количество озона X при раз-
разных видимых зенитных расстояниях Солнца по формуле A1.4):
l i __ т дз _ mt м
.. у и 1
Здесь Aa = cci — сс2 и т. д. и через Хо обозначено истинное количе-
количество озона, равное
а при расчете \х учтены эффекты рефракции и кривизны слоев ат-
атмосферы, т. е. в согласии с A1.3) и A1.5)
Рз(г) dz
Ч V
/?о + г
A8,6')
где рз(г) — плотность озона, выраженная в см/км, z выражено в ки-
километрах, п (г) — показатель преломления воздуха на высоте г. Мы
уже говорили, что при зенитных расстояниях Солнца ?<60° можно
полагать jn = sec?. При больших g функция
Ц — L — т А^ — тг AS у
Да
уже существенно отличается от Хо sec ?.
Искомая функция рз(г) входит в M(t) в интегральной форме.
Поэтому мы поставим такую задачу: зная из наблюдений при боль-
больших ? величину L и функцию M(t,), вычислить нулевой, первый
и т. д. моменты вертикального распределения озона, а именно:
со
° о
Здесь Xi есть высота центра тяжести слоя озона, Хг — диспер-
дисперсия, характеризующая толщину его слоя, и т. д.
В A8.6х) при ?<80° можно пренебречь изменениями коэффи-
коэффициента преломления воздуха на уровне слоя озона, т. е. можно по-
положить n(z) = l. Тогда, обозначая
у=
JL
79

имеем
лш= 1+4-
Рз (z) dz
A8.7)
Поскольку рз(г) быстро убывает вверх, можно верхним преде-
пределом интеграла взять, например, го = 6О км. Тогда
/W(C)=secC
—±-sec4
-j^)yoP*(z)dz- . . .=Аг sec С-
A8.7')
где
Rn
¦+4-
3 XqX2
-+
15
A8.8)
Однако вычисление высоких моментов распределения требует
большой, труднодостижимой точности определения M(t). Поэтому,
следуя аналогичной идее, Кузнецов дал упрощенную формулу для
вычисления Zq — высоты центра тяжести слоя озона, пренебрегая
моментами второго и высшего порядка:
M(C1)secC2--M(C2)secCi
secCisecC2(tg42-tg^Ci)
A8.9)
Выяснилось, что величина zo довольно чувствительна к введению
поправки на аэрозоль, т. е. к учету величины /п'6 в исходном вы-
выражении для М(?). Без введения этой поправки A8.9) дает заве-
заведомо завышенные значения го. Поэтому Кузнецов рекомендовал
пользоваться формулами A8.8) и A8.9) лишь при зенитных рас-
расстояниях не более 78°, поскольку го очень быстро растет при боль-
больших ?. При ?<78°, в частности, можно действительно положить
n(z) = l, как мы сделали выше.
Функцию M(^), полученную из наблюдений, можно тоже раз-
разложить в ряд по степеням sec ? и сравнить далее коэффициенты
этого ряда с коэффициентами правой части A8.7'). По идее
Г. И. Кузнецова можно выбрать для наблюдения M{t) такие ?г-,
чтобы все sec2?i были целыми числами, а именно, чтобы
sec2C/ = sec2-;1 + (/- \)k9
где k — произвольное число. Так, например, полагая & = 3, можно
взять ?i = 63°26/, sec2?i = 5, ?2 = 69° 18', sec2t2 = 8. .. Тогда, не входя
в детали вычислений степенных детерминантов, можно показать,
что
Л3=0,2105М1-0,574Ш2+0,6337Ж3-0,3250Л14+0,0647Ж5,
и вычислить далее по A8.8) моменты Xt, X%...
80
б Зак. № 513

ГЛАВА V
ВЫСОТНЫЕ И ХИМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
НАБЛЮДЕНИЯ ОЗОНА
До сих пор мы рассматривали методы измерения озона с по-
поверхности Земли. Выше уже отмечалось преимущество наблюдений
в высоких горах, где воздух чист, и ошибки, вызванные его замут-
нением, малы.
Эта глава посвящена прямым методам зондирования с помощью
озонозондов, ракет и спутников. Мы покажем, что озонозонды до-
доставляют нам более точный и детальный, но неизбежно более раз-
разрозненный материал наблюдений. Мы наталкиваемся здесь на не-
некоторое противоречие между стремлением к детальности и точности
отдельных наблюдений и необходимостью более систематического
и экстенсивного познания, хотя бы и жертвующего некоторыми по-
подробностями. Именно под этим углом зрения следует рассматривать
не только данные отдельных наблюдений с помощью, скажем, ракет,
но и рациональность применения каждого метода.
Поскольку в озонозондах применяются и химические методы
определения озона, мы ввели в эту главу общее их описание, в том
числе описание химических методов, применяющихся на поверхно-
поверхности Земли.
§ 19. Озонозонды
Озонозонды — приборы, применяющиеся для наблюдения озона
непосредственно в верхней атмосфере, получившие большое рас-
распространение в последнее десятилетие. Они поднимаются на бал-
баллоне, наполненном водородом или гелием, и передают радиосигналы
о количестве озона на Землю. Обычно их объединяют с сетевым ра-
радиозондом, что позволяет сопоставлять наблюдаемую стратифика-
стратификацию озона и температуры.
Озонозонды можно выпускать как в ясную, так и пасмурную
погоду. Обработка их данных проще и выводы ее надежнее, чем
в методе обращения. Эти преимущества искупают большую дорого-
дороговизну зондирования. Оно стало особенно важным в последние годы,
когда вертикальное распределение озона сильно заинтересовало и
синоптиков, и инженеров авиации.
Здесь описаны важнейшие оптические, химические и хемолюми-
несцентные озонозонды, получившие практическое применение.
82
Первый опыт наблюдения озона в верхней атмосфере осущест-
осуществили братья Э. и В. Регеыеры в 1934 г. Они подняли на баллоне
•спектрограф, фотографировавший ультрафиолетовую часть спектра.
Но прямым предком современных озонозондов был, конечно, опти-
оптический зонд Кобленца и Стейра (США, 1938—1939 гг. [168]). В нем
были применены сменные стеклянные светофильтры для области
спектра 2900—3250 А и использована селективная чувствительность
кадмиевого фотоэлемента. К сожалению, в эти годы интерес к изу-
изучению озона ослаб, и первый озопозонд скоро забыли.
Новый стимул работам изобретателей и конструкторов дал Меж-
Международный геофизический год, когда почти одновременно появи-
появилось несколько практичных конструкций озонозондов.
Оптические озонозонды. Оптический озонозонд А. Васси был
описан впервые в 1958 г. [385]. Как и другие оптические зонды, он
измеряет общее количество озона, находящегося в данный момент
над прибором, достигшим высоты z. Далее оно обозначается как
X (г). Плотность озона рз (г) может быть вычислена затем путем
численного дифференцирования X (г) по г.
В озонозонде Васси солнечный луч падает на капсулу
(рис. 23 а), сделанную из кварца, с матированной с обеих сторон
поверхностью. Назначение капсулы — сделать измеряемый поток
радиации по возможности независимым от угла падения лучей,
от раскачивания прибора и т. д. Рассеянный капсулой свет прохо-
проходит через постоянный стеклянный светофильтр марки UG-11 фирмы
Шотт (рис. 23 б). Кривая пропускания фильтра [функция Т (к)]
имеет максимум около Х = 3300 А. Свет воспринимается вакуум-
вакуумным сурьмяным фотоэлементом E на рис. 23 а), чувствительность
которого Е (К) весьма избирательна и увеличивается от 0,12 до 0,70
(в относительных единицах) между Х = 2900 А и X = 3000 А. Фото-
Фотоэлемент необходимо термостатировать при температуре 8° С для со-
сохранения его постоянной чувствительности.
Фототок порядка 0,5 мкА пропорционален пропущенной фильт-
фильтром UG-11 радиации в довольно широкой области полос Геггинса,
между 3000—3400 А. Во время подъема зонда периодически вклю-
включается второй, сменный светофильтр, непрозрачный для л<
<3600 А, — фильтр WG-2 или WG-3 Шотта (рис. 23 б) ¦—для конт-
контроля общего изменения солнечной радиации.
Электрическая схема озонозонда Васси очень проста (рис. 23 в).
Фототок заряжает конденсатор емкостью 0,22 мкФ, и каждый раз-
разряд этого конденсатора через неоновую лампу тлеющего разряда
блокирует транзистор и создает «щелчок» передатчика, регистри-
регистрируемый на Земле. Число щелчков за определенный отрезок времени,
таким образом, пропорционально силе фототока. Добавочные нейт-
нейтральные фильтры (сетки) позволяют уравновесить эффект фильтра
WG-2 или WG-3 с основным фильтром UG-11 и добиться примерно
одинакового времени релаксации.
Озонозонд калибруют, сравнивая его с эталонным экземпляром
прибора на свету ксеноновой лампы.
83

a)
Радиация
Солнца
6)
1
/
/
//
A'-
/
/
'/
/
/
1 2
/У
IS
Л
/ \
V
1
3:
I \
\
2600 3000
3200
3400
3600
3800 ^ 000 4 200 Л А
Рис. 23. Озонозонд А. Васси.
а — оптическая схема прибора. / — капсула, 2 — диск, 3 и 4 — светофильтры, 5 — фо-
фотоэлемент.
б ~ пропускание светофильтров, / — фильтр GG-19 Шотта (старый), 2 — ИФ LF-200,
полуширина 200 А, 3 — GG-19 Шотта (новый), 4 — ИФ кантовый Шотта (Майнц),
о
5—ИФ LF-100, полуширина 100 А, 6 — UG-11, толщина 6 мм, 7 —WG-1, толщина 1 мм.
в — электрическая схема озонозонда. / — транзистор, 2 — реле, 3 — лампа тлеющего
разряда, 4 — светофильтр WG-2, 5 — светофильтр UG-11.
Из-за увеличенного веса — до 1600 г — озонозонд требует приме-
применения большого баллона с подъемной силой до 2000 г. Высоты его
подъема достигали 35 км (в 1964 г.). В тропосфере озонозонд Васси
не работает, поскольку в ней изменения ультрафиолетового участка
солнечного спектра слишком незначительны. Поэтому при
обработке данных озонозонда поправка на аэрозоль не учиты-
учитывается.
Озонозонд, сконструированный в ФРГ Кульке и Петцольдом
[308], был описан впервые в 1957 г., но лишь в 1959 г. его конструк-
конструкция стала широко известна специалистам. К этому времени было
сделано уже более 300 подъемов его.
Приемником света — диффузором — в этом озонозонде служит
пустотелый кварцевый шар радиусом 2 см, изнутри напыленный
окисью магния. Благодаря ему напряжение поглощенной радиации,
равно как и эффективная толщина светофильтра, почти не зависит
от угла падения солнечных лучей. Кульке и Петцольд тоже приме-
применили фильтр UG-11, по вместе с фильтром GG-19 (новым), имею-
имеющим небольшую, но важную для озонометрических наблюдений об-
область пропускания с максимумом около Ямакс = 3110А (см.
рис. 23 б, кривая 3). Он прозрачен также и для видимой части спек-
спектра, но последняя отрезается нацело фильтром UG-11 при 1>
>3900 А. Для этой комбинации фильтров эффективный коэффици-
коэффициент поглощения озона аЭфф порядка 1 см. Вторая, посменно вклю-
включаемая комбинация фильтров, условно называемая «голубой», имеет
довольно острый максимум пропускания около Я, = 3700 А, где, оче-
очевидно, аЭфф~0.
В нескольких подъемах был успешно испытан и квантовый ин-
интерференционный фильтр с резкой границей прозрачности около
3240 А.
Приемником в зонде Кульке и Петцольда служит чувствитель-
чувствительный в широком спектральном интервале селеновый фотоэлемент
с приемной поверхностью около 3 см2, дающий ток около
0,2 мкВт/см2 при облучении 1 мкВт/см2. Вращающийся затвор пре-
прерывает поток света, а вместе с ним и ток частотой 50 Гц. Трехсту-
Трехступенчатый усилитель усиливает последний примерно в 1000 раз, и
величина тока с помощью шифрующего валика Грау знаками
Морзе через передатчик сигнализируется на Землю.
Периодически сигнализируются таким же образом величины
темнового тока и давления воздуха, а также показания прибора
при включении стандартного напряжения, позволяющие контроли-
контролировать усиление. Цикл измерений занимает около 15 с, т. е. при-
примерно 16 измерений делается за время подъема на 1 км.
Обработка показаний озонозонда ведется по формуле (в наших
обозначениях)
где /у и /г — соответственно показания при ультрафиолетовом и го-
голубом фильтрах, Ар — разность значений р в этих областях спектра,
85

S = Sy/Sr — селективность прибора. При этом величины SY и Sr суть
интегралы от
10ХТ(\)Е(Х),
распространенные соответственно на ультрафиолетовую и голубую
области пропускания фильтров; Т (К) — коэффициент их пропуска-
ния, Е(к)—чувствительность
фотоэлемента, /оя — внеатмо-
сферная радиация с длиной
ВОЛНЫ А.
Интегральные величины /у
и /г внеатмосферной радиации
для обеих областей спектра
можно определить по показа-
показаниям зонда выше 25 км, где,
как полагают авторы, можно
пренебречь молекулярным рас-
рассеянием. Для точного расчета
5У и Sr важно (в реализации
этого авторы видят главное
преимущество своего метода),
чтобы спектральные области,
вырезаемые обеими комбина-
комбинациями светофильтров, не пере-
перекрывались.
Функция Я (г, ?) является
поправкой на рассеянный свет
неба, который тоже захватыва-
захватывается матовым шаром. Для ее
расчета дана специальная но-
номограмма.
В 1963—1965 гг. А. С. Бри-
таев и В. А. Иозенас разрабо-
разработали и испытали в СССР также
/50 8 ши. модель оптического озонозонда
Рис. 24. Принципиальная схема озонного со светофильтрами (рис. 24)
радиозонда ОРКЗ ЦАО. roo1 ,-r ^ v кг '
/-полая кварцевая матированная полусфера, [33]- Преимуществом вГО ЯВЛЯ-
2 - светофильтр УФС-2, 3 - сменные ультра- еТСЯ ПрИМвНвНИе ВеСЬМЭ V3KO-
r-t^^^^r;ZuJ^^Z^- полосного (с полушириной
рехпозиционная револьверная обойма со свето- Rppro 40 А^ ИНТРПсЪРПРНТТИОН-
фильтрами, 7 — механизм переключения свето- "^^ ^ ^^ ^} пи^^^ипцгшп
фильтров, 8 — электромотор, 9 — делитель тока. НОГО СВеТОфИЛЬТра С /*макс —
= 3100 А. Для него, как и в
зонде, ФРГ, аЭфф=1 см. Попеременно с ним включается также
комбинация из стеклянных светофильтров, прозрачная в области
3400—3750 А. Приемником радиации служит фотоумножитель
ФЭУ-39А. Ток фотоумножителя заряжает емкость, и, когда дости-
достигается потенциал зажигания неоновой лампы, через нее проходит
разряд и в контур передатчика радиозонда РКЗ (сетевого зонда
СССР) подается короткий импульс. Число таких импульсов в еди-
единицу времени, как и в зонде Васси, пропорционально напряжению
радиации, достигшей фотокатода.
Прибор калибруют при подъеме периодическим измерением
тока в темноте и при включении светового потока постоянной интен-
интенсивности от люминофора. Эта методика придает озонозонду Бри-
таева и Иозенаса характер абсолютного прибора.
Мы не будем здесь за недостатком места останавливаться на
конструкции оптического озонозонда Кобаяси A964—1966 гг.,
[260]).
Во всех описанных системах озонозондов имеются подвижные
части — светофильтры, сменяющиеся с помощью электромагнита
в зонде Васси и электромотора в зонде Бритаева и Иозенаса, пли
прерыватель в зонде ФРГ. Устранить движущиеся части и повысить
тем самым надежность прибора попытался Пискалар [320] с помо-
помощью конструкции, непосредственно измеряющей отношение величин
двух световых потоков /у и /г. Дальше и решительнее по пути улуч-
улучшения оптических озонозондов пошел в 1966—1968 гг. Фроман [218].
Он попытался устранить влияние раскачивания прибора в полете и
неодновременности отсчета величин обоих видов радиации. В озо-
нозонде Фромана наблюдения с разными фильтрами (GG-19 и
WG-1) проводятся одновременно, и данные их передаются тоже од-
одновременно по двум независимым каналам связи. При этом модуля-
модуляция тока, создаваемая приемником ультрафиолетовой радиации
(с частотой порядка сотен герц), накладывается на модуляцию, со-
создаваемую приемниками температуры и давления, и на выходе
измеряется несколькими независимыми частотомерами с цифровой
записью.
Электрохимические озонозонды. Другая группа озонозондов
основана на применении электрохимического метода.
В Великобритании Брюэр и Мильфорд предложили два вари-
варианта химического озонозонда [156]. Идея их метода заключалась
в том, что из раствора йодистого калия (KI) озон, как мы уже ви-
видели в главе III, выделяет свободный иод:
2KI + O3 + H2O=2KOH-t-I2-fO2.
Если в раствор погрузить два электрода, к которым приложено
небольшое напряжение (несколько десятых вольта), то в отсутст-
отсутствии озона и иода тока не будет. При появлении иода его молекулы
у катода образуют ионы
которые затем двигаются к аноду. Близ последнего иод восстанав-
восстанавливается:
2\-~2е=\2у
и если так или иначе помешать возвращению его в массу раствора,
то текущий ток (переносимый заряд) будет пропорционален коли-
количеству озона, реагирующего с раствором в 1 с.
86
87

В первом варианте, так называемом трансмогрейфере (рис. 25 а),
раствор К1 медленно стекает из сосуда 1 через капилляр 2 тонкой
пленкой по стеклянному стержню 5. На последний вверху намотан
катод в виде 30 витков тонкой платиновой проволоки, внизу — анод
О)
Рис. 25. Схема приемников электрохимического зонда Брюэра и Миль-
форда.
а — трансмогрейфер. / — резервуар с раствором KI, 2 — капилляр, ведущий из резер-
резервуара 1 к стержню, 3 — забор воздуха, 4 — просвет, 5 — стержень, омываемый рас-
раствором, 6— направляющая стеклянная трубка, 7 — ловушка для раствора, / — стекло,
// — полиэтилен или нейлон.
б — бабблер. / — серебряный анод, 2 — платиновый катод, 3 — забор воздуха, 4 — его
выход.
в виде петли из такой же проволоки. Восстановленный иод удаля-
удаляется от анода потоком раствора, стекающего со стержня вниз.
Внешний воздух захватывается при помощи насоса в количе-
количестве около 200 см3/мин и течет через кольцевой зазор 4 шириной
0,5 мм, окружающий стержень 5. Увеличенная скорость диффузии
озона в разреженном воздухе верхней атмосферы позволяет всему
озону воздуха, находящегося в зазоре, прореагировать с пленкой
раствора KI. Ионы иода образуют при этом ток 7—14 мкА. Время
ответа прибора на изменения концентрации Оз (время релаксации)
около 15 с. Детектор должен быть предохранен от замерзания
путем специального подогрева. Он подключен к одному из входов
обычного английского радиозонда (системы Кью), и ток детектора
контролирует индуктанс зонда. Сигналы радиозонда регистриру-
регистрируются на Земле.
Во втором варианте прибора, более простом, иод удаляется с по-
помощью реакции с самим анодом. Для этого анод делается из се-
серебра (рис. 25 б), обеспечивающего реакцию
I2+2Ag=2AgI,
или же из ртути. Всасываемый воздух в виде пузырьков проходит
через неподвижный раствор KI в сосуде между платиновым като-
катодом и серебряным анодом, сделанным в виде пластинки. Количе-
Количество всасываемого воздуха и время релаксации прибора должны
быть несколько больше, чем при употреблении трансмогрейфера: до
500 см3/мии и 20 с соответственно. Этот тип прибора иногда назы-
называют озонозондом Брюэра—Григгса.
Озонозонды этого типа, имевшие вместе с передатчиком вес
около 1,6 кг, выпускались в Великобритании с 1958 г. Они успешно
работали даже в английской антарктической экспедиции. На рис. 26
показан образец полученной с их помощью кривой рз(г), иллюстри-
иллюстрирующий степень разрешения данных на высоте.
Озонозонд Брюэра—Григгса дает менее детальные сведения
о вертикальном распределении О3, чем хемолюминесцентный зонд
Регенера, но более подробную информацию, чем оптические зонды.
Заметим, что в последние годы этот электрохимический зонд
иногда называют зондом Брюэра—Маета по названию фирмы
«Мает», изготовляющей его.
Одна из трудностей применения такого зонда — необходимость
точно определять объем протянутого воздуха. Объем оценивают
по числу оборотов моторчика, приводящего с движение насос и вме-
вместе с тем через редуктор (например, 1 :4000) включающего сигналы
зонда. Однако объем воздуха, забираемого насосом, несомненно,
меняется при понижении внешнего давления до V200 от наземного.
Еще важнее то, что часть озона может поглощаться материалом
трубок, насосом и т. д. или загрязнениями, приставшими к ним.
Когда в Пуне (Индия) в 1964 г. Сридхаран занялся усовершен-
усовершенствованием электрохимического озонозонда, он предложил перед
подъемом продувать входные и выходные трубки много часов под-
подряд воздухом со значительной концентрацией озона для устранения
загрязнений, способных разрушать озон [370].
Во время сравнительных испытаний озонозондов, проведенных
в 1966 г. в Стерлинге (Вирджиния, США), выяснилось, что в тро-
тропосфере электрохимический зонд тоже может захватывать из воз-
воздуха вещества, разрушающие озон, и вследствие этого выходить
89'

на некоторое время из строя [263]. Вместе с тем и на больших вы-
высотах электрохимический зонд давал заниженные по сравнению
с другими зондами концентрации озона. Пауэлл и Симмонс [322],
изучившие в 1968 г. в лаборатории его работу, предположили, что
ошибка возникает в результате неодинакового образования пузырь-
пузырьков воздуха в растворе при различном внешнем давлении.
р мб
20 "L _. «' км
-\2S,6
200
300
60 О
1000
Рис. 26. Пример результатов наблюдений с электрохи-
электрохимическим зондом Брюэра — Мильфорда. Ливерпуль,
14 апреля 1958 г., Х = 0,446 см.
а — распределение озона, б — распределение температуры. Тем-
Температурная кривая построена по особым точкам. 1 — подъем,
2 — спуск.
Этот недостаток зонда Брюэра—Маета можно устранить введе-
введением поправочного множителя, вычисленного путем сравнения об-
общих количеств озона, измеренных озонозондом и параллельно спек-
спектрофотометром Добсона.
В 1964 г. Комхир (Канада [261]) описал другую модель электро-
электрохимического озонозонда, которая затем получила большое распро-
распространение. Детектор ее состоит из двух камер (анодной и катодной),
30
соединенных ионным мостиком — отверстием, заполненным плотно
спрессованными волокнами асбеста. Камеры наполнены электроли-
электролитом— 1,5%-ным раствором йодистого калия с добавлением КВг и
в качестве буферных веществ Na2HPO4 и КаНгРО^ Оба электрода
сделаны из платиновой сетки. С помощью насоса, сделанного из хи-
химически пассивного тефлона, через электролит продувается воздух
в количестве примерно 200 см3/мин. Было предложено два варианта
прибора. В одном из них, основном, в анодную камеру налит элек-
электролит с большей концентрацией KI (зонд KI). Во втором, называе-
называемом иногда зондом KI/C, в анодную камеру добавлен активирован-
активированный уголь, адсорбирующий освобождающийся там иод.
В том и другом случае детектор работает как источник тока без
приложенного внешнего напряжения, т. е. сам создает электродви-
электродвижущую силу. Последняя пропорциональна количеству озона, прите-
притекающего в минуту и реагирующего с раствором.
Постоянная времени этого детектора — около 25 с при темпера-
температуре 25° С. Ток этого детектора направляется в контур передатчика
обычного гипсометрического радиозонда Бюро погоды США.
Комхир получил также неплохие результаты с опытными детек-
детекторами, в которых активированный уголь был заменен оксидами
РЬзО4, Fe2O3, Fe3O4 или СаО.
Между 1964 и 1968 г. более 200 зондов Комхира KI/C были ус-
успешно выпущены как в Канаде и США, так и в Антарктике. Не-
Несмотря на наличие в нем жидкого электролита, зонд работает хо-
хорошо даже при очень низких температурах [262].
Хемолюминесцентные озонозонды. На совершенно ином прин-
принципе основан распространенный в Америке хемолюминесцентный
зонд Регенера. В нем применяются вещества (люминол, родамин
и др.), люминесцирующие под действием озона тем сильнее, чем
выше концентрация озона в воздухе. Схема такого озонозонда изо-
изображена на рис. 27 [344, 346].
Сильфоновый насос, в котором удалось избежать контакта воз-
воздуха с поверхностями различного состава, со смазкой обычных на-
насосов и пр., втягивает воздух, делая четыре движения в 1 мин. В мо-
момент всасывания выходное напряжение, создаваемое в зонде (см.
ниже), подключается к контуру передатчика радиозонда. Всасывае-
Всасываемый во входную трубку / внешний воздух проходит изогнутую и за-
зачерненную снаружи стеклянную трубку 7 (устроенную так, чтобы
через нее не проникал в прибор свет) и попадает в камеру 10, дно
которой составляет покрытый люминесцирующим веществом плек-
плексигласовый диск //. Сверху на диск смотрит фотоумножитель 8—9.
Ток последнего усиливается усилителем постоянного тока и далее
модулирует сигнал передатчика радиозонда со звуковой частотой
100 Гц при отсутствии озона в воздухе и 200 Гц при наибольшем его
возможном количестве. На выходе озон воздуха разрушается, про-
проходя через ловушку 5, наполненную стальной ватой.
Чувствительное вещество приготовляется путем смешивания вод-
водного раствора родамина В с силикагелем и затем с гуммиарабиком
и высушивания его в вакууме при 200° С. При такой обработке
91

Сечение А-А
Вид спереди
Рис. 27. Схема хемолюминесцентного озонозонда Реге-
нера.
/ — забор воздуха, 2 — ловушка света из пайрексовой трубки
в черной оболочке, 3 — ловушка для озона (разрушение озона),
4—приборные доски (печатные схемы), 5 — сильфоновый насос,
.6 — последовательное переключение, 7 — пайрексовый воздухо-
воздуховод, 8 — фотоумножитель, 9 — окно фотоумножителя, 10 — экспо-
экспозиционная камера, // — плексигласовый диск с люминесцирую-
щим покрытием.
КМ
20-
Т<
Рз
люминесценция родамина В не зависит от влажности воздуха и,
главное, родамин не обнаруживает усталости при длительных экс-
экспозициях.
Родамин В нелетуч, яркость его люминесценции с большой точ-
точностью пропорциональна количеству озона в проходящем над ним
воздухе, и он быстро отзывается на изменения концентрации
озона. К таким примесям воздуха, как NO2, SO2 и С1, родамин,
по-видимому, нечувствителен, что является тоже большим преиму-
преимуществом хемолюминесцентного метода.
Вес озонозонда вместе с
батареями около 1 кг.
Озонозоид перед выпус-
выпуском калибруется в воздухе,
содержащем определенное
количество озона.
Малая инерция прибора
позволяет делать пять-шесть
измерений на I км подъема.
Полученная таким образом 1S
кривая зависимости рз(г)
очень детальна, причем от-
отдельные точки обнаружива-
ют лишь малый случайный
разброс. На рис. 28 пред-
представлен пример такого зон-
зондирования в Форт-Коллинсе
(США) 27 марта 1962 г. На
12
10
50
I
100
150 р3н6
205
210
215
220 7"°К
Рис. 28. Профиль вертикального распреде-
распределения озона рз и температуры воздуха Т.
Форт-Коллинс, США, 27 марта 1963 г. Ин-
Инверсии температуры, связанные с увеличе-
увеличением давления озона над ними, имеются на
высотах 10,6 км (тропопауза), 12,2, 15,0
и 17,6 км.
рисунке видны четыре' пере-
перелома кривой рз(г), соответ-
соответствующие каждый раз пере-
переломам температурной кри-
кривой — небольшим инверси-
инверсиям в стратосфере. Такое
соответствие кривых рз{г) и
T(z) дает независимое дока-
доказательство хорошей работы
зонда и малости его случай-
случайных ошибок.
Выпуски хемолюминесцентного зонда начались в 1962—1964 гг.
в ряде обсерваторий Северной и Центральной Америки и Гренлан-
Гренландии, от Бальбоа до Туле; в 1964—1965 гг. они были распространены
на Гавайские острова, на ряд обсерваторий Южной Америки
(Ла-Пас, Пуэрто-Монт). Параллельно в конце 1963 г. были прове-
проведены наблюдения в труднейших условиях Антарктики на станциях
Бэрд, Халлетт, Уилкс и даже на Южном полюсе — на базе Амунд-
Амундсен-Скотт. Таким образом, хемолюминесцентный зонд прошел су-
суровую и обстоятельную проверку.
С 1958 г., когда появились первые озонозонды, они принесли нам
много сведений, важных для понимания не только физики озона,

но и динамики атмосферы в целом. Как мы увидим в главе X, озо-
нозонды уже дали возможность изучать изменения озона в таких
синоптических объектах, как высотные циклоны, ложбины и пр. Нет
сомнения, что со временем они займут место и в ежедневной инфор-
информации и прогнозе погоды.
§ 20. Ракетные наблюдения
Опыт наблюдения озона с ракет невелик, и сейчас еще трудно
сказать, для решения какой задачи ракеты имеют существенное
преимущество перед другими методами.
Первые такие опыты были проведены морской исследователь-
исследовательской лабораторией в США с немецкими ракетами V-2 на полигоне
Уайт-Сендс 10 октября 1946 г., 2 апреля 1948 г. и с ракетой «Аэ-
роби» 14 июня 1949 г. [296]. Во время этих опытов применялся
спектрограф, т. е. велось автоматическое фотографирование всего
спектра Солнца в широком диапазоне длин волн, почти до % =
= 2000 А. В первых моделях спектрографа его входным окном слу-
служил шарик из прозрачного для ультрафиолетовых лучей фтори-
фтористого лития. Образуемое им изображение Солнца отбрасывалось на
дифракционную решетку, и спектр фотографировался на пленку
с разрешением около 44 А/мм. В третьем подъеме использовалась
иная модель — спектрограф со щелью. Пример почернения пленки
в участках спектра с определенным К позволял затем вычислять ве-
величину / в момент экспозиции на высоте z и затем по A1.4) ана-
аналогично методу оптического озонозонда определять общее количе-
количество озона X (z), имеющегося выше г. Плотность озона ?>з(%) после
этого находилась численным дифференцированием кривой X (г). Од-
Однако, в отличие от озонозонда с постоянными светофильтрами, спек-
спектрограф «включает» по мере подъема все новые участки спектра
со все большим коэффициентом поглощения озона. Поэтому и точ-
точность (абсолютная) определения X(z) по мере подъема возра-
возрастает.
Успех ракетных спектрографических наблюдений, конечно, за-
зависит от того, будет ли спасена после подъема кассета с отснятой
пленкой.
Подъем 10 октября 1946 г. был осуществлен днем при зенитном
расстоянии Солнца ? =41°, и спектры Солнца были сняты до высоты
67 км, хотя последние следы озона были зафиксированы на высоте
48 км. Интересно, что при этом подъеме удалось наблюдать «окно
прозрачности» для солнечного света около X = 2200 А, между поло-
полосой поглощения Гартли и полосой поглощения молекулярного кис-
кислорода. 2 апреля 1948 г. наблюдения озона удались только до вы-
высоты 35 км. Запуск ракеты 14 июня 1949 г. был сделан при заходе
Солнца при большом |i, чтобы довести до максимума поглощение
озона и обнаружить его присутствие на возможно большей высоте.
Действительно, в этот день плотность озона удалось наблюдать до
высоты 70 км, где рз было равно 2,5-10~6 см/км. Между высотами
94
38 и 70 км рз уменьшилось как раз на гри порядка, и, следовательно,
плотность озона уменьшалась с высотой как
z
е 3, B0.1)
где #оз — высота однородной озонной атмосферы, равная около
4,7 км.
В этом случае рз убывало существенно скорее плотности воздуха
(для которого #о = 8 км) и его отношение смеси г3 тоже убывало
с высотой.
В последующем ракетные наблюдения озона были немногочис-
немногочисленны.
В СССР начиная с 1955 г. группа исследователей — А. В. Яков-
Яковлева, Л. А. Кудрявцева, А. С. Бритаев, В. А. Иозенас и др. — про-
провела ряд наблюдений за озоном с помощью ракет. Подъемы ди-
дифракционного спектрографа для наблюдений радиации Солнца
были осуществлены 19 июля 1955 г. и 1 октября 1958 г. [137]. При
втором подъеме наблюденные величины рз достигали 17,4Х
Х10 см/км в слое 21—23 км и 10,8- 10~3 см/км в слое 23—24 км,
выше которого наблюдений не было. Третий подъем, 15 июня
1960 г,, когда спектрограф был снабжен следящей системой, позво-
позволил сфотографировать спектры Солнца при его зенитном расстоя-
расстоянии ? = 75° до высоты 55,5 км. При этом спектр удалось проследить
до Я, = 2590 А. В табл. 17 приведены некоторые результаты этого
запуска.
Таблица 17
Результаты подъема ракеты 15 июня 1960 г.
Слой (км)
23—26
26—28
28—40,5
40,5—45,5
45,5—50,5
50,5-55,5
Рз см/км
10,0 Ю-з
6,5
1,6
0,34
0,106
0,047
Среднее квадратическое
отклонение р3 (см/км)
1,0 . Ю-з
0,8
0,1
0,01
0,01
0,008
Использованная
область спектра
(А)
3023—3094
3001—3094
2976—3094
2818—2914
2642—2873
2630—2873
26 и 55,5 км //О3^г5,3 км
Как видно из табл. 17, плотность озона р3 выше 26 км была тогда
существенно меньше, чем при подъеме американской ракеты
14 июня 1949 г.
Ракета, выпущенная 27 мая 1960 г. в Уоллопс-Айленде (США),
была снабжена фотометрами, чувствительными к трем участкам
солнечного спектра: 2620, 2630 и 2680 А. Эти участки уже довольно
близки к максимуму поглощения полос Гартли. Результаты наблю-
наблюдений обработали Рид и Скольник [341]. В отличие от всех
95

предыдущих, наблюдения при подъеме обнаружили рост р3 как бы
второй слой озона, выше 60 км. Здесь р3 увеличилось до 0,12Х
ХЮ~3 см/км и было вчетверо больше плотности, которая наблюда-
наблюдалась во время сравнительного подъема 14 июня 1949 г. на той же
высоте.
В день солнечного затмения 15 февраля 1961 г. в СССР была
выпущена ракета с фотометром, наблюдавшим рассеянную радиа-
радиацию неба в широкой области спектра между 2200 и 3200 А. Этот
км
80
60
40
10'
10'
10'
10 4 pj см/км
Рис. 29. Вертикальное распределение плотности озона
в день солнечного затмения 15 февраля 1961 г.
По А. А. Львовой и др.
1 — в момент пребывания прибора в тени на высоте 90 км,
2 — до вхождения прибора в область полной тени на высоте
67 км, 3 — после выхода из тени на высоте 73 км в 8 км от края
тени.
прибор был сконструирован А. А. Львовой, А. Е. Микировым и
С. М. Полосковым [89]. Он мог сканировать по кругу полосу небес-
небесного свода шириной 2° в течение примерно 30 с. Таким образом,
определялось 1% — яркость рассеянного света неба на нескольких
высотах над горизонтом, что позволяло рассчитать распределение
плотности озона в широком диапазоне высот — от 40 до 87 км над
поверхностью Земли. Ракета пересекла область лунной тени на вы-
высотах 60—90 км и дала возможность пронаблюдать профиль ВР
озона в области полного затмения (рис. 29). Обнаружилось, что
в области тени концентрация озона была заметно выше, чем вне ее,
и эта аномалия сохранилась и после прохождения тени (см. § 37).
Попытки запуска ракеты для наблюдения озона во время затме-
затмения предпринял в Аргентине в 1966 г. Рандхава, но не получил
определенных выводов [333] об изменениях озона.
В марте 1965 г. Крюгер запустил два «ракетных озонозонда»
[266] на ракетах «Аркас» в области экватора D° с. ш., 3° ю. ш.),
а в сентябре—октябре 1967 г. он успешно осуществил шесть анало-
аналогичных запусков на Гавайских островах B2° с. ш.) до высоты около
50 км. Озонозонд включал фотометр с четырьмя сменными узкопо-
узкополосными светофильтрами для областей солнечного спектра между
2700 и 3300 А. Отсчеты производились во время спуска прибора на
парашюте. Максимальная плотность озона наблюдалась на высоте
около 29 км и равнялась (в среднем из шести подъемов) примерно
20-10~3 см/км. Выше 35 км распределение рз было очень близко
к экспоненциальному B0.1) с ЯОЗ = 4,8 км.
Подводя итоги этой серии наблюдений озона, мы можем заклю-
заключить следующее.
1. Ракеты позволяют успешно наблюдать распределение озона
в слоях выше 35 км (иногда до 70 км), не доступных обычным озо-
нозондам. Число таких наблюдений, однако, вряд ли будет велико
из-за дороговизны и сложности ракетных наблюдений.
2. Ракетные наблюдения указывают на довольно равномерное
убывание рз выше 35 км, следующее приближенной экспоненциаль-
экспоненциальной формуле B0.1). Лишь в одном случае ракетное зондирование
указало на наличие вторичного слоя озона.
3. Несомненно, ракетные наблюдения ультрафиолетовой части
солнечного спектра помогут уточнить Lo — внеатмосферную посто-
постоянную, входящую в расчеты по всем методам озонометрических на-
наблюдений. Этот вклад ракетных исследований может оказаться
в дальнейшем наиболее существенным.
§ 21. Наблюдения озона со спутников
Наблюдения с геофизических спутников дают мощный метод
изучения как космических явлений (включая разнообразные виды
излучения Солнца), так и свойств верхней атмосферы, в том числе
содержания в ней озона.
Проще всего использование «пассивных спутников», отражаю-
отражающих солнечный свет и наблюдаемых с Земли обычно в период суме-
сумерек. В это время спутник освещен лучами Солнца, прошедшими
длинный косой путь в атмосфере и ослабленными в отношении
jq-20^ (h) X
где h — высота перигея солнечного луча, а величина а равна \х при
ft = 0 и убывает с высотой пропорционально давлению воздуха на
уровне h. В течение примерно 20 с перед входом спутника в тень
Земли (или после выхода из нее) величина \i меняется на много еди-
единиц, а вместе с ней меняется и ослабление света. Наблюдение ярко-
яркости света спутника в это время позволяет вычислить значение X (г)
на различных высотах. Преимущество при этом создают малые раз-
размеры спутника, «локализующие» процесс рассеяния им света на
определенной высоте.
96
7 Зак. № 513
97

Первый опыт определения озона таким способом принадлежит
Венкатешварану и Муру [400], использовавшим американский
спутник «Эхо-I». Последний был запущен 12 августа 1960 г. на ор-
орбиту, наклоненную под углом 47° к экватору Земли, с перигеем на
высоте 1520 км и апогеем на высоте 1685 км. Спутник имел форму
шара диаметром 30 м и был сделан из майларовой пленки, покры-
покрытой хорошо отражающим (на 90%) слоем алюминия толщиной
около 6 мкм. Спутник «Эхо-I» был виден как звезда нулевой вели-
величины (яркость 2-10~и от яркости Солнца). Наблюдение спутника
велось с Земли в двух областях спектра — 5900 А (т. е. в полосе
Шаппюи) и 5250 А. Данные, полученные 12 и 14 декабря 1960 г., по-
позволили построить профиль озона с максимумом плотности рз =
= 220 мкг/м2, расположенным на высоте около 25 км. Метод рас-
расчета, однако, был сложен и давал фиктивные максимумы на боль-
больших высотах. С тех пор, хотя «Эхо-I» «прожил» до мая 1967 г.,
авторы не возвращались к этим наблюдениям, вероятно разочаро-
разочаровавшись в их результатах.
Несколько позднее, в 1964 г., был запущен спутник «Эхо-П»;
Линк использовал его для изучения самого верхнего слоя озона.
Следы такого слоя он обнаружил на очень большой высоте — около
120 км. Это наблюдение никем не было подтверждено в дальней-
дальнейшем [277].
В 1965 г. о разработке спутникового метода наблюдения «трех-
«трехмерного распределения озона», в том числе с помощью света Лупы
и звезд, сообщил Зингер (США).
Во Франции в 1966—1968 гг. Риго впервые наблюдал пассивные
спутники «Эхо-I» и «Эхо-П» в ультрафиолетовой части спектра
(с интерференционными фильтрами, прозрачными для длин волн
3200, 3350, 3440 и 3800 А). Главным результатом этих наблюдений
было, однако, не столько получение данных об озоне, сколько опи-
описание оптических свойств слоя аэрозоля на высотах 16—24 км [350].
Последний опять оказался большой помехой для наблюдения озона.
Гораздо больший успех имел метод «активных спутников», при-
примененный В. А. Иозенасом, В. А. Краснопольским, А. П. Кузнецо-
Кузнецовым и А. И. Лебединским [62, 63]. Они установили на советском
спутнике «Космос-65» (в апреле 1965 г.) и позднее на «Космосе-121»
(в июне 1966 г.) ультрафиолетовый спектрофотометр — монохрома-
тор с дифракционной решеткой для наблюдения в надире рассеян-
рассеянной солнечной радиации. Сканирующее устройство примерно за 50 с
позволяло снять спектр в интервале 2250—3250 А. Передаваемая
со спутника информация регистрировалась на Земле с помощью
многошлейфового осциллографа.
Как мы видели в § 18, основная доля рассеянного света возни-
возникает на уровне, где сумеречный луч пересекает вертикаль точки на-
наблюдения О. Этот сумеречный луч проходит тем выше, чем короче
световая волна.
В отличие от метода обращения, со спутника наблюдается свет,
рассеянный вверх и на пути до приемника ослабляющийся рассея-
рассеянием в тех же слоях атмосферы, в которых происходило ослабление
луча (на косом пути), прежде чем он достиг точки рассеяния. Выра-
Выражение A8.5) при этом приобретает вид
оо оо
— ([а-{-1)о^ Г s dz — (Л2+ 1) k ^ г dz
Ю *'* "'°* ' pBdz. B1.1)
При наблюдении самых верхних слоев озона, кроме того, упро-
упрощаются вычисления благодаря слабости в этих слоях молекуляр-
молекулярного рассеяния света; например, на высоте 42 км оно в 500 раз сла-
слабее, чем вблизи земной поверхности.
На упомянутых спутниках серии «Космос», наблюдавших озон,
свет с наибольшей из использованных длин волн 3016 А приносил
информацию о самых нижних частях слоя озона, а свет с Х = 2995,
2977, 2906, 2830 А — о более высоких слоях и, наконец, свет с Х =
= 2770 А — об озоне выше 42 км. Метод расчета был довольно
сложным, хотя учитывая лишь однократное рассеяние света в атмо-
атмосфере.
На интенсивности волны 3016 А еще сказывалось неодинаковое
альбедо различных участков земной поверхности, менявшее 1\х
иногда на 20%- Для более коротких волн это влияние было гораздо
слабее.
Чувствительность прибора контролировалась путем периодиче-
периодической регистрации света Солнца, рассеянного матовой кварцевой
пластинкой.
Именно в возможности «осмотра» озона по его разным слоям и
по всему земному шару, равномерно над океанами и континентами
и состоит главное преимущество активных спутников. Оно может
иметь решающее значение для синоптического изучения озона, ана-
анализа его связей с общей циркуляцией и пр.
Недоступная другим методам возможность изучения верхней ча-
части слоя озона, выше 30 км,— также большое преимущество метода
спутников. В частности, Иозенасу и его сотрудникам удалось оце-
оценить #оз — высоту однородной озонной атмосферы, т. е. меру убы-
убывания его плотности с высотой по уже известной нам формуле
B0.1). В слое 30—35 км Ноз оказалось равным примерно 6 км,
а в слое 35—42 км — около 3 км.
О географическом распределении озона, выявленном при упомя-
упомянутых наблюдениях 1965—1966 гг., мы скажем в главе IX.
Несколько позднее Андерсон и др. провели исходные наблюдения
за озоном с орбитальной геофизической обсерватории «ОГО-4», за-
запущенной 28 июля 1967 г. Они применили сканирующий спектрОхМетр
Эберта—Фасти и наблюдали уже 40 длин волн в ультрафиолетовой
части спектра. При расчете, позволяющем обратить наблюдаемый
спектр в вертикальное распределение озона, сглаживающей функ-
функцией служило либо стандартное распределение озона, либо допол-
дополнительные наблюдения 60 длин волн. Авторы полагают, что подоб-
подобный метод наблюдения р3 дает удовлетворительные результаты
лишь для области высот 35—55 км.
98
7*
99

Был также проект установки на американском спутнике «Ним-
бус-D» двойного монохроматора с дифракционной решеткой
B400 линий на 1 мм!), ведущего наблюдения 40 областей спектра
рассеянного света в области между Я = 2550 А и Я = 3398 А. Конт-
Контроль чувствительности прибора должен вестись с помощью стан-
стандартного фосфора, а контроль длин волн — по ртутной лампе,
также помещенной на спутнике.
Неоднократно в литературе рассматривался вопрос о возможно-
возможности использования и инфракрасной полосы поглощения озона
с а = 9,6 мкм для наблюдения со спутников. Такой метод встречает
большие трудности, обусловленные изменчивостью поглощения ра-
радиации водяным паром. Тем не менее на сессии КОСПАР в Ленин-
Ленинграде в 1970 г. уже были заслушаны сообщения о некоторых опытах
таких наблюдений.
§ 22. Химические методы определения озона
в нижней атмосфере
Химическое определение озона имеет перед оптическим то пре-
преимущество, что его можно делать в любое время дня и ночи, неза-
независимо от широты, характера погоды (солнечная или облачная),
прозрачности атмосферы и т. д. Такие трудные для «солнечной озо-
нометрии» вопросы, как наблюдение суточного хода озона (иска-
(искажаемого эффектом Форбса или сменой наблюдений по Солнцу и по
Луне), были решены очень давно для приземного слоя атмосферы
химическими методами.
Следует помнить, что все оптические наблюдения озона жела-
желательно проверять независимым методом и что все определения ко-
коэффициентов поглощения озона в лаборатории опирались всегда на
лабораторное же определение количества озона в изучаемом воз-
воздухе. Таким образом, химические методы занимают хотя и меньшее,
чем оптические, но принципиально очень важное место в озоно-
метрии.
Об оригинальном физико-химическом методе, применявшемся,
например, в Лос-Анджелесе, мы уже упоминали выше [349].
По этому методу полоска натурального каучука размером 50Х8Х
Х1,5 мм обдувается воздухом, содержащим озон (в количестве
около 1 л/мин). Через некоторое время она испытывается на раз-
разрыв. Прочность полоски при этом уменьшается пропорционально
количеству озона в протекшем около полоски воздухе, и авторы ут-
утверждают, хотя вряд ли образец каучука можно хорошо стандарти-
стандартизировать, что точность такого определения порядка 10%.
Большинство применяющихся химических и электрохимических
методов озонометрии основано на наблюдении весьма быстрой ре-
реакции разложения йодистого калия в водном растворе
О3+2К1 + Н2О — 2КОН +12 + О2,
B2.1)
Раствор окрашивается иодом в желтый цвет, а проводимость
раствора постепенно возрастает вплоть до полного перехода KI
в КОН.
Соответствующая ионная формула имеет вид
О3 + 2Н-+2Г=О2+Н2О + 12. B2.2)
Однако реакции B2.1) и B2.2) идут по такому пути лишь в со-
совершенно нейтральном растворе. В слабощелочном растворе, напри-
например, ионы иода связываются, разрушая озон, так:
ЗО3+Г —ЗО2+Юз~.
Из-за этого при малых концентрациях щелочи наблюдение при-
приводит к заниженным значениям (примерно в 1,6 раза) концентра-
концентрации О3. При больших концентрациях щелочи эта ошибка умень-
уменьшается.
Далее, при наблюдении реакции B2.1) всегда возникает вопрос,
не могут ли такое же окисление вызывать и другие примеси, суще-
существующие в атмосфере. Такова прежде всего двуокись азота NO2,
легко разлагающаяся и обладающая поэтому, как и озон, окисляю-
окисляющим действием. Известно, правда, что скорость ее взаимодействия
с раствором KI в 20 раз меньше, чем у озона. Кроме того, выход I
при реакции с NO2 можно существенно уменьшить, понижая рН.1
Обратное искажение могут вызывать такие восстанавливающие
(окисляющиеся) вещества, как сероводород H2S и аммиак NH3, за-
загрязняющие нередко атмосферу в промышленных районах. Оче-
Очевидно, такие помехи должны быть особенно сильны в приземных
слоях воздуха вблизи больших городов. Их нужно было бы контро-
контролировать с помощью одновременного оптического наблюдения ко-
количества озона в приземном воздухе.
Иодометрические методы, использующие реакцию B2.1), осно-
основаны либо на определении количества освобождающегося иода,
либо на определении (после удаления последнего) количества ос-
оставшегося йодистого калия.
По простейшему варианту способа Кауэра, относящемуся
к 1935 г. [162], остаточный KI прибавлением серной кислоты H2SO4
переводится в K2SO4, а выделившийся иод извлекается каплей хло-
хлороформа. По цвету последнего, более темному, если озона было
мало, можно оценить количество озона в воздухе. Этот способ ус-
успешно испытывал П. Ф. Свистов в ГГО [ПО, 111].
Несколько точнее был метод Довилье, который в раствор KI до-
добавлял мышьяковистокислый натрий NaAsO3. При продувании
большого количества исследуемого воздуха через этот раствор осво-
освобождающийся иод окислял NaAsO3 в NaAsO4, а остаток титровался
добавлением йодного раствора. О наблюдениях Довилье в Гренлан-
Гренландии мы скажем в главе VIII.
при этом на 1 мкг реагирующего озона выделяется 5,3 мкг иода.
100
1 «Водородный показатель» рН равен — lg Си (Си—концентрация водород-
водородных ионов в растворе). При рН>7 рост рН означает увеличение щелочности рас-
раствора, падение рН ниже 7 — увеличение его кислотности.
101

Немного похож на этот способ метод Регенера, впервые приме-
примененный им в 1938 г. [342]. Он заменил мышьяковистую соль гипо-
гипосульфитом натрия Na2S2O3, который окисляется иодом по реакции
I2 + 2Na2S2O3 — 2NaI + Na2S4O6. B2.3)
Остаточный гипосульфит титруется постепенным добавлением
раствора иода. Момент, когда гипосульфит весь разложился, заме-
замечают по появлению голубой окраски раствора, к которому добав-
добавлена капля раствора крахмала, крайне чувствительного к свобод-
свободному иоду. Таким способом можно определить количество иода
с точностью до 0,1 мкг, что соответствует (при продувании через
раствор 10 л воздуха) точности определения озона 2 мкг/м3. Такое
химическое титрование, однако, слишком громоздко для аэрологи-
аэрологической практики.
Значительные преимущества имеет электротитрование иода
по сравнению с химическим титрованием. Оно было предложена
еще в 1935 г. Глюкауфом. Он показал, что если в реагирующий
с озоном воздуха раствор KI погрузить два электрода с разностью
потенциалов около 0,5 В, то ток, создаваемый движущимися ионами
I", будет пропорционален количеству иода, выделяющегося в 1 с.
К наблюдениям в атмосфере этот метод был применен Эмертом
в Германии A935 г.). Он использовал небольшой объем C см3) рас-
раствора KI с малой добавкой Na2S2O3. При продувании около 10 л
воздуха часть Na2S2O3, согласно B3.3), разрушается. После этого
возможны два варианта анализа. Погрузив в раствор два измери-
измерительных электрода, к которым приложено небольшое напряжение,
порядка 0,18 В, можно заметить момент, когда весь имеющийся
в растворе Na2S2O3 разрушится и начнет появляться свободный
иод, дающий начало току между этими электродами.
В другом варианте способа Эмерта в раствор вводится вторая
пара электродов с большим напряжением, чем первая. Она нужна
для электролиза, создающего в растворе определенное количество
иода, например 3 мкг в 1 с. Этот добавляемый иод расходуется
на окисление оставшегося Na2S2O3. Когда последний весь распа-
распадется, между измерительными электродами опять-таки возникнет
ток. Зная количество добавочного электролитического иода (потра-
(потраченного на разрушение остатка гипосульфита), можно вычислить и
количество озона в продутом воздухе.
Первый вариант Регенер применил в 1951 г. [343] для автомати-
автоматической регистрации озона воздуха, всасываемого в прибор из при-
приземного слоя атмосферы с различных высот @,4—18 м).
Более оперативным оказался второй вариант способа Эмерта
с применением второй пары электродов для создания добавочного
иода. Время измерения при этом небольшое, и запись измерений
приземного озона стала практически непрерывной (рис. 30).
По первому варианту работал регистратор приземного озона, ко-
который сконструировали во Франции в 1953 г. А. Васси и Ж- Кар-
бенэ [387]. Этот прибор затем был ими реконструирован специально
для наблюдений в период Международного геофизического года.
102
В нем, как обычно, воздух просасывался через раствор
до того момента, пока весь гипосульфит не разрушался и между из-
измерительными электродами не возникал ток. Последний приводил
в действие цикл, включавший: 1) остановку воздушного насоса,
2) фотографирование показаний газового счетчика и определение
объема воздуха, протянутого сквозь прибор в предыдущий цикл,
3) слив использованного реактива из кюветы, 4) ополаскивание ее,
5) наполнение ее новой порцией реактива, 6) остановку мотора, вы-
выполнявшего эти все операции, 7) новый пуск насоса. Следующий
pphm
8г
УТЛ ТТТ~\
Рис.30. Пример регистрации суточного хода количества озона (pphm=10 8)
в приземном слое методом Регенера.
цикл просасывания должен продолжаться до тех пор, пока не прой-
пройдет определенное количество озона и действия 1—7 не начнутся
снова. Эти циклы тем короче и точки на кривой регистрации распо-
расположены тем чаще, чем выше концентрация озона.
Прибор Васси—Карбенэ был довольно сложен, но тем не менее
он успешно работал в период МГГ в Валь-Жуайе во Франции
(в 1957—1959 гг.), в Антарктике на базе Дюмон-Д'Юрвиль
(с 15 февраля 1957 г. по 15 января 1958 г.) и в Таманрассете в Са-
Сахаре (в сентябре—декабре 1957 г. и июне—сентябре 1958 г.) [388].
Его записи, в отличие от упомянутых выше наблюдений Регенера,
впервые обнаружили чрезвычайно большую изменчивость призем-
приземного озона (см. рис. 53). На них появляются временами типичные
очень высокие и резкие пики на фоне низкого, но тоже довольно
изменчивого содержания озона.
Анализ таких быстрых и больших изменений составит, вероятно,
предмет будущего этапа исследования динамики озона. Он позво-
позволит перейти от изучения связей озона с общей циркуляцией атмо-
атмосферы к его зависимостям от конвекции и местных условий загряз-
загрязнения воздуха.
В СССР А. С. Бритаев описал метод электрохимического титро-
титрования раствора KI + Na2S2O3 с применением переменного тока ча-
частотой 1600—2000 Гц [27]. Сопротивление раствора такому току
возрастает медленно до полного израсходования гипосульфита
в растворе. Дальнейшее окисление раствора KI озоном вызывает
увеличение в растворе концентрации щелочи КОН и уменьшение
сопротивления вплоть до полного израсходования KI. Точность та-
такого метода, по А. С. Бритаеву, при р3 = 25-^-70 мкг/м3 составляет
около 5%.
103

Наблюдения по этой методике были начаты в Долгопрудном
(под Москвой) 1 января 1959 г. Они обнаружили в общем довольно
большие колебания озона в атмосфере, хотя и не столь значитель-
значительные, как наблюдаемые методом Васси и Карбенэ. Изменения озона
ото дня ко дню в приземном слое оказались сходными с ходом об-
общего количества озона, как будто в нижнюю атмосферу озон в це-
целом притекает из стратосферы. Помня, однако, что Васси и Карбенэ
обнаружили быстрые, длящиеся всего минуты колебания озона, мы
должны думать, что механизм переноса озона вниз очень изменчив.
Другой химический метод определения озона разработал, следуя
идее Кауэра, в ГДР Тейхерт [378]. По этому методу после продува-
продувания через раствор KI воздуха, отдающего озон и образующего
свободный иод, оставшееся количество йодистого калия титруется
добавлением азотнокислого серебра:
KI + AgNO3 = Agl + KNO3, B2.4)
причем нерастворимый Agl выпадает в осадок. Так как подвиж-
подвижность ионов NO~~ меньше подвижности ионов 1~~, то электропровод-
электропроводность раствора медленно уменьшается вплоть до момента, когда
весь KI будет израсходован. Затем электропроводность начинает
постепенно возрастать. Количество добавленного AgNO3 к моменту
этого перелома позволяет вычислить, сколько было в растворе KI.
Проведя для сравнения такое же титрование раствора, «не проду-
продутого» атмосферным воздухом, можно вычислить, сколько KI было
в первом случае потрачено на окисление озоном. Тейхерт оценивает
точность этого метода примерно в 2 мкг/см3 при просасывании 10 л
воздуха.
Опыты, поставленные Тейхертом, показали, что этот способ со-
совершенно нечувствителен к двуокиси азота NO2, но чувствителен
к наличию в атмосферном воздухе следов сернистого газа. Действие
последнего как восстановителя обратно эффекту озона. При боль-
большой концентрации SO2 метод Кауэра может давать даже фиктивные
отрицательные значения р3.
Чрезвычайно подробно метод Кауэра—Тейхерта исследуется
в работе Вармбта [421].
По методу Кауэра—Теихерта проводились систематические на-
наблюдения за приземным озоном на сети обсерваторий в ГДР
в 1952—1961 гг. Пробы воздуха в 100 л брались здесь в течение 1 ч
четырежды в день (в обсерватории Дрезден—Вансдорф до 12 раз
в день). Пункты наблюдения были выбраны таким образом, чтобы
по возможности избежать городского загрязнения воздуха. Кон-
Концентрация озона в воздухе Вансдорфа оказалась пониженной, не-
несомненно, в результате влияния разрушающих озон промышленных
газов близлежащего Дрездена.
Таким образом, результаты наблюдений приземного озона
весьма зависят от выбора пункта наблюдения и от общей чистоты
воздуха.
По методу Кауэра—Теихерта П. Ф. Свистов провел в 1963 г. ряд
наблюдений за приземным озоном в Воейково, близ Ленинграда.
104
Он, однако, использовал вместо AgNO3 азотнокислую ртуть
Hg2(NO3J [111]. Свистов испытывал также и другой метод, веро-
вероятно, самый простой из всех химических: наблюдение роста пока-
показателя рН при реакции B2.1) по мере образования в растворе ще-
щелочи КОН.
Свистов сравнил также результаты наблюдений по методу Теи-
Теихерта, по колориметрическому (с извлечением иода хлороформом,
см. выше) и по рН-методу. Пятнадцать параллельных серий наблю-
наблюдений показали, что первые два метода дают хорошо согласующиеся
результаты. Плотность озона, определенная по обоим этим методам
в среднем из 15 серий наблюдений, была равна 33,8 и 32,9 мкг/л3
соответственно; рН-метод дал заметно пониженные значения плот-
плотности, в среднем 28 мкг/м3, иногда до 10—12 мкг/м3.
§ 23. Самолетные химические наблюдения
Еще в 1942 г. Эмерт попытался определять озон в воздухе сво-
свободной атмосферы. При подъемах самолетов в Фридрихсхафене до
высоты 8 км воздух засасывался внутрь самолета и пропускался
через раствор реактива. Последний титровался уже на Земле.
Пробы брались с высотным интервалом примерно 1200 м.
По данным шести полетов Эмерт обнаружил, что плотность озона
в тропосфере в среднем убывает примерно с 1,7- 10~3 см/км в погра-
пограничном слое до 0,6- 10~3 см/км на высоте 8 км. Оказалось также,
что концентрация озона (отношение озон/воздух) увеличивается
вверх от Земли до высоты примерно 5 км. Выше 5 км концентрация
убывала. Последнее наблюдение было, вероятно, ошибочным [207].
Несколько позднее, в 1952—1953 гг., Кэй [255] сделал 16 подъ-
подъемов на самолете «Москито» над Великобританией до высоты 12 км,
дополнив их потом несколькими наблюдениями с реактивного само-
самолета «Канберра» до высоты 16 км. Он определял озон тоже по спо-
способу Эмерта.
Кэй наблюдал постепенное увеличение рз вверх во всей тропо-
тропосфере. Плотность озона, по его наблюдениям, возрастала очень рав-
равномерно от 1,5 • 10~3 см/км у Земли до 2,7 • 10~3 см/км на высоте
11,6 км. Как показывает рис. 31, на котором представлено наблю-
наблюденное им распределение озона по отношению к тропопаузе, Кэй
удивительным образом не заметил никакого перелома профиля
озона близ тропопаузы.
Эти выводы плохо согласуются с данными современных зондиро-
зондирований в тропосфере. Согласно озонозондовым наблюдениям р3
всегда существенно возрастает сразу над тропопаузой.
Заметим, что по наблюдениям Кэя количество озона в тропо-
тропосфере оказалось равным 8,5% его общего количества. Эта цифра
как своего рода стандарт вошла затем во все расчеты вертикального
распределения озона по методу обращения (см. главу IV).
Важные результаты дали самолетные наблюдения А. С. Бри-
таева. Он применил к наблюдениям на самолете свою химическую
105

200 205 210 215° К
Температура
10
Объемая
12
НО'3}
Рис. 31. Вертикальное распределение объемной концентрации
озона (/), температуры B) и точки росы C) по отношению
к уровню тропопаузы. Указаны пределы точности наблюдений
озона D)\ Д# — высота по отношению к уровню тропопаузы.
По Кэю и др.
методику, описанную выше. В 1960—1961 гг. Бритаев осуществил
10 успешных зондирований озона в тропосфере до высоты 7 км над
Москвой, Ростовом-на-Дону и Вязьмой. При этом обнаружились
резкие изменения плотности озона от одного слоя атмосферы к дру-
другому, иногда связанные с облаками и инверсиями, иногда —нет.
Обнаружились и сильные горизонтальные различия озона на сравни-
сравнительно небольших расстояниях, около 300 км. Эта пространственная
изменчивость находится в согласии с временной изменчивостью
приземного озона, наблюдавшейся Васси, Вармбтом и др. В отличие
от слишком гладких, или сглаженных, распределений, наблюдав-
наблюдавшихся Кэем, Бритаев обнаружил более сложные, но совершенно
определенные общие черты стратификации озона в тропосфере:
в пограничном слое до высоты 1 км р3 заметно увеличивалось с вы-
высотой; выше его был расположен слой с более постоянным р3 и, на-
наконец, выше 6 км лежал слой с быстрым увеличением рз вверх, на-
начинающийся, таким образом, сравнительно низко (рис. 32). Здесь
обнаружилось (и это Бритаеву удалось открыть раньше, чем были
проведены серии зондовых наблюдений, подтвердивших оконча-
окончательно его вывод) влияние уже существенного обмена озоном
между тропосферой и стратосферой.
км
7
6
5
3
2-
1 -
О
25
50
Рис.
ная
32. Средняя (/), максимальная B) и минималь-
C) плотность озона в тропосфере над СССР.
По А. С. Бритаеву.

ГЛАВА VI
ТЕОРИЯ ФОТОХИМИЧЕСКОГО
РАВНОВЕСИЯ ОЗОНА
Теория фотохимического равновесия озона должна объяснить
количественно процессы образования и разрушения озона в атмо-
атмосфере. Она лежит поэтому в основе физики атмосферного озона или,
во всяком случае, служит для нее отправным пунктом.
Эта теория является также важным способом исследования ра-
радиационных процессов в атмосфере. Мы уже видели в главе III, как
сильно поглощает озон солнечную энергию и каким заметным мо-
может быть вклад озона в баланс длинноволновой радиации в атмо-
атмосфере.
С другой стороны, фотохимическая теория тесно связана и с объ-
объяснением таких элементарных процессов верхней атмосферы, как
возникновение и свечение атомного кислорода, разложение водяного
пара и свечение того «обломка» его молекулы, который называется
гидроксилом ОН, и т. д. Это означает, что озон хотя и находится
в самой нижней части того слоя, который обычно называют верх-
верхней атмосферой, тем не менее принимает большее участие в управ-
управляющих ею процессах.
Мы увидим ниже, что и успехи, и неудачи теории фотохимиче-
фотохимического равновесия озона привели в конце концов к более широкому
взгляду на динамику озона. Взгляд, который только-только проби-
пробивает себе путь в физике ионосферы и заключающийся в том, что
стратификация последней может существенно зависеть от воздуш-
воздушных течений и диффузии, уже много лет прочно утвердился в физике
озона. Мы не только знаем теперь, что распределение озона зави-
зависит от циркуляции атмосферы, ной представляем себе ясно, в каких
слоях влияние циркуляции преобладает над фотохимическими эф-
эффектами, а в каких отходит на второй план.
Теория фотохимических процессов образования и разрушения
озона была намечена впервые Чепменом [164] в 1930 г. Однако
в 1968—1969 гг. Дютш [198], Крутцен [175], Хант [245] и Хесстведт
[241] рассмотрели ряд новых фотохимических и молекулярных ре-
реакций, которые могут участвовать в образовании и разрушении
озона. В том числе они учли взаимодействие Оз с водяным паром
и его производными (ОН, Нг, О2 и пр.). Недавно было обращено
внимание также и на то, что возбужденные атомы и молекулы О*,
О* и т. п., имеющие добавочный запас энергии, могут играть особо
существенную роль в реакциях в верхней атмосфере, в частности
с озоном.
103
§ 24. Атомный кислород в атмосфере
Поскольку молекула озона может образоваться в атмосфере
только при столкновениях Ог + О, присутствие атомарного кисло-
кислорода необходимо для образования озона атмосферы.
Что касается верхней атмосферы, то ракетные наблюдения и
спектроскопия полярных сияний непосредственно обнаруживают
большую концентрацию атомного кислорода О выше 90 км. Здесь
имеются и многочисленные возбужденные атомы О*, обнаруживаю-
обнаруживающие себя при процессе высвечивания — при переходах с возбужден-
возбужденных уровней ОA5) и ОA/)) на нормальный уровень ОCР).
Ниже 90 км полярные сияния наблюдаются значительно реже,
изредка до высот 65—70 км. Количество О и вероятность его воз-
возбуждения, очевидно, убывают «в глубь» атмосферы. Непосредствен-
Непосредственное наблюдение атомного кислорода, вне области полярных сияний,
однако, затруднительно. Нам остаются лишь оценки, которые
можно сделать по фотохимической теории. По ним, например, на
высоте 40 км число частиц О должно быть равно около 1,5- 109 на
1 см3 @,2 • 10-5%).
Как же образуется атомный кислород?
Энергия, нужная для диссоциации молекулы Ог и равная
5,115 эВ, заимствуется ею из потока ультрафиолетового излучения
Солнца. Поглощенная кислородом энергия солнечных лучей может
идти как на возбуждение или диссоциацию молекулы Ог, так и па
возбуждение возникающих при ее распаде атомов О.
Со стороны более длинных волн спектр поглощения О2 начина-
начинается со слабой серии полос между Я = 2684-^2424 А, так называе-
называемой системы Герцберга. Она соответствует запрещенному переходу
нормальной молекулы, находящейся в состоянии ОгC^]~), в состоя-
состояние О.CУ]+).
Участок спектра поглощения, ответственный за диссоциацию,
начинается с Я = 2424 А в виде довольно слабой и широкой по-
полосы— континуума Герцберга. Поглощая квант с >-^2424 А, моле-
молекула Ог, находящаяся в основном состоянии, распадается на два
невозбужденных атома:
О2C27) + Ь=О (гР) + ОCР). B4.1)
Коэффициент поглощения кислорода в этой полосе заметно за-
зависит от давления газа. Здесь, очевидно, сильно лоренцево ушире-
ние спектральных отдельных линий, растущее с увеличением ча-
частоты столкновений (см. табл. 22), т. е. с увеличением давления.
Можно представить сечение поглощения а2я одной молекулой
кислорода, равное (см. § 10)
2,30^
где
число Лошмидта, в виде
109

Здесь ря — поправочный множитель, а р — давление в атмосфе-
атмосферах. В табл. 18 приведены значения ош и р^, по Дитчберну и
Юнгу [181]. Эти авторы считают данные о а2м и рк для Я<2000 А
менее точными, чем для Я>2000 А.
Таблица 18
XA
2500
2400
2350
2300
2250
2200
2150
0
0
2
3
3
6
8
Сечение г
,2 • 104
,8
,0
,0
,7
,1
,1
юглощения молекулярного
1,2
1,9
2,6
3,8
5,0
5,6
6,4
см2/атм
¦ 10-24
ХА
2100
2050
2000
1950
1900
1850
кислорода
а2Х0 см2
9,3 • 10-24
10,9
12,3
16,5
23
300
8,
ю,
14,
34,
80
200
см2/атм
1 • 10-24
1
1
5
При а^2026 А начинается система полос Шумана—Рунге, свя-
связанная с электронным переходом О2C2]~ )->О2C2]~ ) в молекуле
кислорода. Этот процесс возбуждения, однако, для нас мало инте-
интересен. При длинах волн менее 1759 А начинается так называемый
континуум Шумана—Рунге.1 В этой области спектра при квантах
более 7,08 эВ сверх энергии, расходуемой на диссоциацию, имеется
еще добавочное количество, большее или равное 1,96 эВ, и один
из атомов кислорода оказывается в возбужденном состоянии
О(Ф):
По Фольману, при такой реакции, так же как при B4.1), кван-
квантовый выход равен единице. Мы назовем скоростью диссоциации
кислорода интеграл
B4.3)
где /оа, — зависящая от длины волны интенсивность солнечной ра-
радиации у границы атмосферы, выраженная в квант/(см2» с» А);
%-к— прозрачность или показатель ослабления этого потока на пути
до данного уровня в атмосфере; а2я— сечение поглощения.
Интеграл B4.3) может быть взят по интервалу длин волн 2424—
1759 А, в котором радиация не создает возбужденных атомов
O(lD), и по интервалу Ж1759 А, где они создаются. Мы обозначим
эти два интеграла соответственно через /2а и hb- Заметим, что раз-
размерность h есть с.
Очевидно, число распавшихся в 1 с в 1 см3 молекул кислорода
равно
№, B4.4)
где N2 — концентрация, или число молекул О2 в 1 см3.
Каждый распад молекулы О2 создает два атома кислорода.
На рис. 33 представлена, по Крутцену [175], зависимость /L>
от высоты (атмосферного давления), определяемая постепенным
р мб
и
20
30
40
50
60
во
100
10'
—1
—
—'
А
/ >
/
//
/
у
1
1
зн
\1
t
}-4
у
у
/
1-
/
У
1
Jt
//
Ю~7 Ю~6
Границу этого континуума некоторые авторы помещают у Я=1750А.
ПО
Рис. 33. Скорость диссоциации кислорода — интеграл j I2dl
за сутки над экватором на различных высотах в атмосфере
между р=100 мб (около 16 км) и р=\ мб (около 48 км).
Доля диссоциирующих за это время молекул кислорода О2
под действием прямой A и 2) и рассеянной молекулами
воздуха C и 4) радиации Солнца. Коэффициенты поглоще-
поглощения кислорода взяты по расчетам Брюэра и Уилсона (/ и 3)
и по данным Дитчберна и Юнга B и 4).
ослаблением проникающей сверху в атмосферу солнечной радиа-
радиации. Это ослабление вызвано все тем же кислородом атмосферы.
При расчете графика на рис. 33 автор принял во внимание как ос-
ослабление радиации из-за молекулярного рассеяния света, так и
вклад рассеянного света в поток /2. Видно, как резко /2 убывает
ниже уровня 25 мб (около 28 км) -1
Поскольку ниже 90 км диссоциирована лишь малая часть моле-
молекул О2, при вычислении /2 можно было полагать, что на всех высо-
высотах концентрация молекул О2 определяется по простой барометри-
1 Крутцен полагал, что энергия солнечных лучей с Ж1900 А относительно
мала и ею можно пренебречь при расчетах, относящихся к основному слою озона
на высотах менее 48 км. Он считал, что появление возбужденных атомов О *
может играть заметную роль только в атмосфере выше 48 км.
111

ческой формуле. Средние значения /2 = /2а + /2Ь, по Хесстведту [241],
приведены в табл. 19 (последние две графы ее относятся к § 25).
Таблица 19
Высота (км)
40
35
30
25
20
15
254
243
232
221
207
199
5,1
2 ^
Ь,1
6,5
4,2
7,7
• 10-ю
. 10-ю
• 10-п
• 10-12
• 10-13
• 10-15
7,2 . 10-4
7,2 • 10-4
7,1 • 10-4
6,9 • 10-4
6,8 • 10-4
6,7 • 10-4
и с
Ч
1,6 • Ю-3
6,2 • 10-4
2,4 • 10-4
9,0 • Ю-5
5,0 ¦ 10-5
4,2 • 10-5
§ 25. Радиационное разрушение озона
В главе III мы уже говорили о поглощении солнечной энергии
озоном. Для диссоциации его молекулы нужна энергия 1,09 эВ, т. е.
р МО
1
2
3
5
6
e
ю
20
30
50
60
80
100
1
-
**>
/
/
j
^>
У
1
1
\l
3
/
!
/
/
!
1 У
{
/
/
/
У/
Т }
1/
j
10'
10
10*
Рис. 34. Скорость диссоциации озона — интеграл j J3dt за сутки на различных
высотах в атмосфере между /7=100 мб и р= 1 мб. Доля диссоциирующих
молекул озона в функции от положения /^-границы.
/) 2880 А, 2) 2980 А, 3) 3080 А.
кванты света с длиной волны Х< И 400 А. Из молекулы озона в ос-
основном состоянии ОзAА) при этом образуется молекула О2 и атом
О тоже в основных состояниях:
B5.1)
Такой процесс разрушения озона, следовательно, происходит при
поглощении энергии в полосах Шаппюи и Геггинса.
При длине волны менее 3080 А (меньше так называемой D-rpa-
ницы) происходит реакция
О3 (! А) + Ь - О2 С Др + О(Ю), B5.1')
а при К < 2660 А — реакция
где 02AА^) и O2(i2]J) обозначают молекулу О2 в возбужденных со-
состояниях. Квантовый выход реакции B5.Г) равен единице при
л = 3000 А и уменьшается до 0,4 при Я = 3080 А. Соответствующие
скорости радиационной диссоциации озона
/3=|/оЛззхсА B5.2)
для двух указанных областей спектра Я>3080 А и Л<3080 А (обо-
(обозначенные как ha и 1зь) тоже приведены в табл. 19.
Количество распадающихся молекул озона в 1 с в 1 см3 равно,
следовательно,
(/Зв+/з*) N3=I3N3t B5.3)
где N3 — число молекул озона в 1 см3.
Уменьшение скорости диссоциации /зь при проникновении сол-
солнечной радиации в глубь атмосферы представлено на рис. 34.
§ 26. Образование и разрушение озона
молекулярными процессами
Озон образуется лишь при одной реакции —при тройном столк-
столкновении
B6.1)
где третья участвующая в одновременном столкновении частица
М — любая частица (молекула азота или кислорода), могущая
воспринять при столкновении кинетическую энергию, эквивалент-
эквивалентную 1,09 эВ = 1,74 -102 эрг.
Обозначив через Ni и N^ число (концентрацию) частиц О и М
в 1 см3, получим выражение для W2 —вероятности реакции B6.1):1
W2=k2NtN2N4, B6.Г)
где по лабораторным данным Бенсона и Эксуорти [148]
?2=8,2 ¦ 1(Г35ехр(890//?Г) см6/с,
1 Заметим здесь, что ряд авторов, изучавших фотохимическую теорию озона,
например Шроэр, Маэда и др., обозначили Ni = [O], N2=[O2] и т. д.
112
8 Зак. № 513
113

а по Клайну и др. [167]
k2=9 • 10-36ехрA180//?Г) смб/с!.
По последней формуле можно найти:
Т°К 250 300 350 400
К2 (в 10-34 смб/с) . . . .10,1 4,60 2,62 1,72
Очевидно, k2 постепенно убывает с ростом температуры.
Четвертая из основных реакций, входящих в простейший вари-
вариант фотохимической теории, — реакция двойного столкновения:
ОCЯ) + О3=2О2, B6.2)
вероятность которой
Wz=k^xNu, B6.2')
где по Кэмбеллу и Нудельману
?3=8 • 1(Г12ехр(-3260//?Г) см3/с;
следовательно, къ должно сильно возрастать с повышением темпе-
температуры [161].
Число образующихся за время dt атомов О с учетом B4.4),
B5.3), B6.Г) и B6.2') равно
3) dt,
B6.3)
а число молекул О3
B6.3')
В случае фотохимического равновесия dNi = dN3 = 0. Складывая
B6.3) и B6.3'), имеем
Можно показать, что характерное время для реакций с участием
О очень мало [порядка 1 с для ОCР) и 10~7 с для O(lD)] и что ко-
количество атомов О всегда близко к равновесному. В табл. 20 приве-
приведена средняя концентрация Ni для дневных условий, рассчитанная
Хесстведтом.
Таблица 20
Концентрация нормальных Ni и возбужденных N}*
атомов кислорода
Высота (км) 15 20 25 30 35 40
Nx (в 106 см-З) 0,032 2,4 31 170 560 1500
Л^!*(всм-3) 0,034 1,2 9,9 50 130 230
1 В формулах физической химии, выражающих скорости реакций, обычно по-
полагают /? = 1,9865 кал/(°К- моль).
114
Из табл. 20 видно, что ниже 25 км число атомов кислорода убы-
убывает очень быстро вниз, конечно, за счет быстрого уменьшения /2.
Вычитая B6.3') из B6.3), находим уравнение для определения N3
при равновесии:
B6.5)
Поскольку оценки, сделанные с помощью табл. 19, показывают,
что между 15 и 40 км /2ЛГ2<С/3Л/3, то B6.5) дает
N,
=Y-
hh
B6.6)
Так простейшим образом выражается концентрация N3 молекул
озона в функции h и /з.
Очевидно, на больших высотах Л/3 должно убывать из-за общего
уменьшения плотности атмосферы — убывания Ыь и пропорциональ-
пропорциональной ей ЛА>. Вниз, с приближением к поверхности Земли, Л^з должно
убывать вследствие быстрого уменьшения /2. В общем случае Л^3
должно иметь максимум на промежуточной высоте: как показывает
более подробный расчет, около 20—25 км (см. § 31).
Рассмотрим теперь некоторые современные опыты использова-
использования фотохимической теории.
Заметные трудности вызывает вопрос о том, какие величины ин-
интенсивности внеатмосферной ультрафиолетовой радиации /оя сле-
следует использовать при расчете B4.3) и B5.2). В 1965 г. Детвайлер
и др. [180] опубликовали итоги ракетных наблюдений ультрафиоле-
ультрафиолетовой радиации Солнца, которые с тех пор не раз использовались
при расчетах, относящихся к атмосферному озону (табл. 21).
Таблица 21
Интенсивность радиации /ох участков солнечного спектра
между 2625 и 1325 А [эрг/(с • см2) на 50 А]
Участок спектра
2625—2575
2575—2525
2525—2475
2475—2425
2425—2375
2375—2325
2325—2275
2275—2225
2225—2175
2175—2125
2125—2075
2075—2025
2025—1975
/ох
700
560
380
390
340
320
360
350
310
240
145
90
70
Участок спектра
1975—1925
1925—1875
1875—1825
1825—1775
1775—1725
1725—1675
1675—1625
1625—1575
1575—1525
1525—1475
1475—1425
1425—1375
1375—1325
'ох
55
41
28
19
12
8,2
5,0
3,2
1,7
0,95
0,50
0,26
0,26
115

Наблюденное Детвайлером распределение энергии, ультрафио-
ультрафиолетовой радиации приближенно соответствует излучению черного
тела, имеющего температуру 4700° С. Оно изображено на рис. 35
(кривая А).
В 1964 г. Брюэр и Уилсон [157] при трех запусках специального
оптического зонда наблюдали в свободной атмосфере [до высоты
примерно 35 км] ультрафиолетовую часть солнечного спектра в об-
области «окна» около 2100 А между полосами поглощения озона и
континуумом Шумана—Рунге молекулярного кислорода. Из этих
наблюдений следовало, что значения /оа,, найденные Детвайлером,
Таблица 22
Значения /п
ABC
103
10г
10
1СГ4
1500
2500
3500 5000 6000 7000 KA
Рис. 35. Распределение энергии /[эрг/(см2 • с • А)] в солнечном
спектре и коэффициенты поглощения О3 и Ог а^ (см).
Л — по ракетным наблюдениям Детвайлера и др. [180], В — принятое в рас-
расчетах Брюэра и Уилсона [157], С — принятое в расчетах Дютша и Гинс-
бурга [200]. Кривая О3 — ход коэффициента поглощения озона, кривая
О2 — молекулярного кислорода. Двойная кривая между 1750 и 2000 А ука-
указывает верхний и нижний предел поглощения кислорода в полосах Шу-
Шумана—Рунге.
преувеличены и что для фотохимической теории озона рассчитан-
рассчитанные значения табл. 21 нужно уменьшить на 64% (I). В этом виде
они представлены на рис. 35 (кривая В).
Параллельно Брюэр и Уилсон указали, что сечения поглощения
кислорода О2 тоже должны быть уменьшены на 25% по сравнению
с сечениями, определенными Дитчберном и др. [181], на работу
которых мы ссылались в § 24.
В табл. 22 приведены по Брюэру и Уилсону значения /оя для
всей области спектра между 1800 и 2425 А. В таблице указаны
также принятые ими сечения поглощения молекул озона Озх и вели-
вели' я, позволяющие вычислить зависящее от давления воз-
С2Х'
ХА
1800
1825
1850
1875
1900
1925
1950
1975
2000
2025
2050
2075
2100
2125
2150
2175
2200
2225
2250
2275
2300
2325
2350
2375
2400
2425
/0Х фотон/(с-см2)
на 10 А
1,28 • 10»
1,52
1,90
2,30
2,72
3,30
3,80
4,60
5,10
5,65
6,40
8,00
1,08 • 1012
1,36
1,85
2,40
3,30
4,05
4,79
5,52
6,04
6,35
6,43
6,70
7,02
7,50
а2Х см2
3,22 . 10-23
2,40
2,25
1,95
1,72
1,46
1,24
1,09
9,38 • 10-24
8,78
8,18
7,57
6,97
6,60
6,07
5,17
4,50
3,68
3,04
2,55
2,18
1,80
1,50
1,12
6,00 • 10-25
4,05
р^ см2/атм
4,20 • 10-22
2,48
1,50
9,75 • 10-23
6,08
3,82
2,48
1,65
1,12
9,37 • 10-24
7,50
6,75
6,07
5,47
4,95
4,50
4,20
3,82
3,52
3,08
2,78
2,40
2,02
1,72
1,42
1,27
сзх см2
6,70 • 10-19
6,20
5,70
5,25
4,80
4,40
4,00
3,52
3,12
3,01
3,22
4,05
5,40
7,40
9,80
1,35 • 10-18
1,78
2,31
2,90
3,60
4,42
5,40
6,10
7,00
7,70
8,50
asl см2
4,48 . 10-23
4,20
3,97
3,76
3,57
3,38
3,22
3,06
2,91
2,76
2,63
2,50
2,39
2,28
2,18
2,08
1,99
1,90
1,80
1,72
1,65
1,59
1,54
1,48
1,42
1,36
чины о
духа сечение поглощения молекул кислорода а2я по формуле, анало-
аналогичной приведенной в § 24:
а2х = а2Х+/?рх. B6.7)
Здесь О2% — сечение поглощения О2 при нулевом давлении, р — да-
давление воздуха на данном уровне в атмосферах, ря — разность сече-
сечений молекулы О2 при р = 1 и при р==0. В таблице приведено также
сечение рассеяния молекулами газов воздуха oSk.
Подробный анализ классически простой схемы фотохимического
равновесия озона сделали недавно Дютш и Гинсбург [200]. Они по-
попытались сравнить более детально рассчитанные и наблюденные
профили озона, т. е. зависимость Л^з от г. Вместе с тем они поста-
поставили вопрос: можно ли объяснить наблюдаемое распределение
озона, предполагая, что атмосфера не содержит никаких других га-
газов, кроме Ог и N2? К прежней схеме Дютш и Гинсбург добавили
учет реакций с возбужденным атомом О(Ф). Последний может
участвовать в реакциях B6.1) и B6.2) вместе с нормальным кис-
кислородом ОCР). Конечно, при этом нужно принять во внимание и
возможность дезактивации возбужденных атомов при реакции
f = OCP)+iW, когда молекула М уносит избыток энергии.
116
117

Рассчитанный Дютшем и Гинсбургом вертикальный профиль
озона согласовался с наблюденным наилучшим образом при ko =
= 10~19 и b = 0, если обозначить
где b=c/R.
Напомним, что по цитированным выше данным лабораторных
определений &о=1О~~23 и с = 4150. Следуя Дютшу, однако, прихо-
приходится отбросить заимствованное из опыта и казавшееся нам физи-
физически обоснованным представление о том, что &2/&3 убывает с повы-
повышением температуры.
В средней стратосфере в области максимума озона согласовать
рассчитанный профиль озона с наблюденным удалось, положив
6 = 0 и приняв, что между 3000 и 2500 А /оя значительно меньше
(см. рис. 35, кривая С) величины, наблюденной при помощи ракет.
При К = 2500 А расчеты Дютша и Гинсбурга, например, требуют
уменьшения hi вдвое.
Это заключение подтверждает качественно выводы Брюэра и
Уилсона.
Дютш и Гинсбург попытались подобрать константы k0 и b так,
чтобы ближе подойти к наблюденному широтному распределению
Мз и к его годовому ходу на различных высотах.
Широтное распределение аппроксимировалось лучше всего при
сделанном выше предположении, что &o = lO~19 и 6 = 0. Эта же чис-
численная модель отчасти объяснила летний «провал» в ходе озона на
больших высотах порядка 40 км. Она, однако, совсем не смогла
объяснить более высокие значения N3 зимой и весной по сравнению
с летом, очень характерные не только для верхней части слоя озона
C0—35 км), но и для всего слоя озона в целом. Эту аномалию озона
Дютшу и Гинсбургу удалось отчасти объяснить, полагая, что
А-=7,5 . 1СГ22ехрA500/Г),
т. е. возвратившись к основной гипотезе об уменьшении k^kz с рос-
ростом температуры.
Ясно, что развитие фотохимической теории требует более точного
знания внеатмосферной радиации и констант реакций, протекаю-
протекающих в свободной атмосфере. Этот вывод из работы Дютша и Гинс-
Гинсбурга очень важен, и мы к нему вернемся еще раз несколько
позднее.
§ 27. Участие водяного пара в реакциях
образования и разрушения озона
Сравнительно недавно возникла идея (ее разрабатывали Хант
[245], Хесстведт [241], Крутцен [175] и др.), что фотохимическую
теорию можно усовершенствовать, учтя реакции кислорода и озона
118
с водяным паром.1 Такую теорию иногда фамильярно называют
«влажной». Ее развитие существенно осложняется тем, что в верх-
верхней атмосфере существуют и такие «обломки» молекулы Н2О, как
гидроксил ОН, водород Н и Н2, а также перекись водорода Н2О2 и
пергидроксил НО2.
В табл. 23 приведены заимствованный у Хесстведта список ре-
реакций кислорода и озона с перечисленными выше частицами и зна-
значения констант этих реакций. В таблице под № 2, 3, 4а, 46, 5а и 56
даны реакции, которые мы обозначили ранее как B6.1), B6.2),
B4.1), B4.2), B5.1) и B5.Г). Мы используем в этом параграфе
нумерацию как реакций, так и их констант, приведенную в табл. 23.
Вместе с тем мы обозначим в соответствии с нашей прежней систе-
системой через Л^5, N%, N1} jV8 и N9 соответственно число частиц гидро-
ксила ОН, пергидроксила НО2, водорода Н, водяного пара Н2О и
молекулярного водорода Н2 в 1 см3 Через / н 0 и т. д. обозначим
скорости радиационной диссоциации соответствующих молекул.
Возбужденные атомы кислорода OAD) днем, как видно
из табл. 23, возникают при распаде молекул озона [реакция E6)] и
дезактивируются при столкновении с посторонней молекулой B0).
Поэтому при равновесии
Ночью, очевидно, N*t = 0. Аналогично при /гЛ^-С/зЛ^ из B6.3)
при dNi = 0 имеем днем, поскольку kzN3 мало по сравнению с k^MzNt,
hN:
3^3
1 k2N2N4 '
Для ночи, когда атомы кислорода образуются главным образом
при двойных столкновениях ОН [реакция A5)], обозначив индек-
индексом п ночные концентрации и через Л^ — число молекул гидро-
ксила, находим
Оценка скорости этих реакций показывает, что равновесие воз-
возбужденных атомов О* и обычных О достигается за время порядка
10~7 с в первом случае и 1 с во втором.
Таким же образом находится в равновесии и атомный водород,
образующийся при реакциях ОН + О F) и при диссоциации воды
A6) и исчезающий при реакциях Н + О2+М (8) и Н + О3 (9). Соот-
Соответственно
1 По-видимому, Хэмпсон в Канаде в 1964 г. был первым, наметившим основы
такой теории.
119

Фотохимические реакции во влажной атмосфере. По Хесстведту
Таблица 23
> реакции
1
2
3
4а
46
5а
56
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
О(
Реакция
зр) 4- О (ЗР) + М— Оо -4- М
О (ЗР) 4- O2 -f 1
О (зр) 4- С
О2 + Л
О2 +h\
О3 + /Ь
О3 + /Ь
ОН + О (ЗР)
НО2 4- О (ЗР) -
Н + М + О2 -
н + о3-
он + но2-
Н2О2 -|" /zv —
О (ЗР) 4- Н2О2 -
НО2 + НО2-
ОН 4- Н2О2 -
ОН + ОН-
Н2О4-/Ь-
О(Ш) + Н2О-
]А _* Oq 4- М
з-2О2
v — О (ЗР) 4- О (ЗР)
->О(ЗР) + 0A/))
-> 0 (ЗР) 4- 02
~>0 (Ю) + О2
— Н + О2
-> ОН -|- 02
-H02-fM
->0Н 4-О2
-> н2о + о2
->2ОН
+ ОН 4- НОо
^ V_/I 1 ^^ 1 1 vy2
- Н2О2 + 02
- н2о + но2
. Н2О 4- 0 (ЗР)
> ОН 4- Н
-20Н
Константа
Л, =2,7 • 10-33
^2 = 8,2. 10-35 ехр (S90/RT)
/2ДA759<Х<2424 А)
ЛгИл<1759 А)
/з«(^>3100 А)
4Па<зюо А)
^6 = 5 . 10-п
^8 = 7,4 • Ю-32
?9 = 2,6 • 10-п
?10= 10-п
7н2оЛ1В75<Х<3825 А)
Лн = 4 • 10-13
^15 = 2,8- 10-12
7н2о A350 < X < 2375 А 4- Lyr/)
kl7= Ю-п
Автор, год, источник
Ривс, Манелла и Хартэк, I960
Бенсон и Эксуорти, 1965 [148]
Кэмбелл и Нудельман, 1960
[161]
Кауфман, 1964 {253]
Кауфман, 1964
Ларкин, Треш, 1964
Кауфман, 1964
Кауфман, 1964
Фонср и Гудзон, 1962 [215]
Кауфман, 1964
Фонср и Гудзон, 1962
Кауфман, 1964
Хаит, 1966
№ реакции
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
Реакция
Н + НО2->Н2 + О2
Н2 4- ОН — Н2О + Н
O(iZ>) + М-+ О (ЗР) 4-/И
ОA?>) + Н2->ОН + Н
О(зр)_}_ Н2-*ОН + Н
HO24-O3->OH-f 2О2
ОН + О3->НО2 + О2
Н + Н2О2— Н2 + НО2
НО24-Ь —ОН + О(зр)
Н + ОН — Н2 + О (ЗР)
Н + О2- ОН4-О(ЗР)
Н + О3—НО2+О(ЗР)
Н4-НО2 —2ОН
Н 4- ОН 4- М -* Н2 О+ М
О (зр) 4- ОН + М — НО2 + М
Н + НО2->Н2О + О(ЗР)
Н4-Н+М->Н2 + М
ОA?)) + О3-2О2
H4-OCP) + ,W— OH +М
Константа
Л18 = 2 • 10-13
kl9= 10-ю ехр (- -5900/ЯП
Л20= 10-ю для М = О2
^2о = 2,2. 10-п для М= N2
^21 = ю-п
^22 = 4,1 • 10-П ехр (—7700/)?Г)
^23 = 10-14
?24 = 5- Ю-13
^25= Ю3
^НО2
?27= 1,8 • 10-п ехр (—5800/ЯГ)
Ла8= 1 . 10-9ехр (—16 800//?Г)
?29 = 2 • 10-ю ехр (—4000/^7-)
^зо= 10-"
Л31 = 2,5. 10-31
Л32 = 1,4. 10-31
?33 = 2 • 10-ю ехр (— 4000/RT)
^34 = 2,б . 10-32
^35= 10-»
kS6 = S. Ю-зз
Автор, год, источник
Клайн и Треш, 1963 [167]
Кауфман, 1964
Шифф, 1969 '[358]
Де Мор и Рапер, 1964 [179]
Хант, 1966
Фенимор и Джонс, 1958
Хант, 1966 [245]
Кауфман, 1964
Фонер и Гудзон, 1962
Кауфман, 1964
Кауфман, 1964
Бейтс и Николе, 1950
Кауфман, 1964
Кауфман, 1964
Петерсон и Кречмер, 1960
Бейтс и Николе, 1950
Ларкин и Треш, 1964
Фитцсиммонс и Бейр, 1964
го 141
Бейтс и Николе, 1950

Ночью в отсутствие солнечной радиации ^но=0 и при малом
количестве О относительно заметную роль играет реакция Н2 + ОН
{19). Тогда
д/ =
Равновесное состояние гидроксила ОН тоже устанавливается
в атмосфере очень быстро — примерно за 15 с на высоте 15 км и за
3—4 с на высоте 40 км. Он образуется при распаде пергидроксила
НО2 при его взаимодействии с О и О3 [реакции G) и B3) в табл. 23]
и распадается опять-таки при взаимодействии с О и Оз [реакции
F) и B4)]. Поэтому днем
^ 5
hh
6
я ночью
Заметим здесь, что существование ОН в атмосфере доказано
сильным инфракрасным свечением молекул ОН в свете ночного
неба. Это явление позволит, вероятно, в будущем проверить неко-
некоторые выводы «влажной» теории, например о распределении ОН
по высоте.
Количество других составляющих — О3, НО2, Н2О2, Н2О и Н2 —
меняется медленнее, и нельзя считать, что в атмосфере они нахо-
находятся в равновесии. Расчет их количества значительно сложнее. От-
Отбрасывая малые члены, Хесстведт дает выражение
где A=2kzhlk2N2Nit', Б = 2 (&23 + &7/3/&2./V2./V4), причем медленные из-
изменения озона ночью описываются выражением
dN3,
dt
V6n-
Число частиц различных составляющих атмосферы в 1 см3 на высотах
Мы не приводим здесь подробные выражения для изменений
НО2, H2O2 и Н2 во времени и поместим лишь табл. 24а, заимство-
заимствованную из [240]. В ней указаны приближенные концентрации ряда
малых примесей в атмосфере. Эти данные позволяют вычислить ве-
вероятность реакций, приведенных в табл. 23.
Особый интерес, существенно выходящий за рамки теории
озона, имеет приведенная в табл. 24а концентрация водорода Н2.
Известно, что выше 200 км водород присутствует в относительно
большом количестве, накапливаясь там благодаря захвату косми-
космических частиц (протонов). Из табл. 24а видно, что концентрация Н2
быстро убывает с приближением к поверхности Земли главным об-
образом из-за реакции A9) с гидроксилом ОН.
Замечательно также указание табл. 24а на возникновение слоя
перекиси водорода Н2О2 с максимумом ее концентрации на высоте
около 30 км. Ее содержание, однако, на три порядка ниже концент-
концентрации озона. Если опыт подтвердит такой вывод, то с наличием Н2О2
можно не считаться, например, при конструировании химических
озонозондов.
В табл. 246 приведены ночные концентрации тех частиц, коли-
количество которых заметно убывает ото дня к ночи. Как видно из таб-
таблицы, ночью на высотах 15—40 км почти целиком исчезают О и Н.
Изменения озона ночью невелики.
Вернемся к табл. 24а. Из ее данных следует также хорошее со-
совпадение вычисленных и наблюденных концентраций озона. Такое
совпадение в верхней части слоя, где фотохимические реакции пре-
преобладают, говорит о полезности учета реакций О3 с водяным паром,
НО2 и ОН (разрушающими озон), а также об удачном выборе зна-
значений параметров fe, &з, ki, &23 и т. д. и значений солнечной внеат-
внеатмосферной радиации. «Влажная» теория, очевидно, совершеннее
«сухой».
К сожалению, мы еще очень мало знаем о концентрации водя-
водяного пара в атмосфере. Хесстведт принял при своих расчетах, что
его объемная относительная концентрация равна 4- 10~6 на уровне
15 км и возрастает до 8- 10~6 на уровне 40 км (соответственно 2,5 и
5,0-10~6 по весу), т. е. до величины, которую наблюдал, напри-
например, Мастенбрук A968 г.) над Вашингтоном и Тринидадом. Этот
автор, однако, не обнаружил роста влажности с высотой. С другой
Таблица 24а
15—40 км. День. Процессы переноса не учтены. По Хесстведту
Высота (км)
40
35
30
25
20
15
О I'D)
230
130
50
9,9
1,2
0,034
О(ЗР)
1500 • 106
560
170
31
2,4
0,032
о.
1,8- 1016
3,8
8,0
18
41
98
Оз
0,47- 1012
1,5
3,1
3,7
2,0
0,15
он
140 • 104
63
41
23
11
6,1
но2
22 • 106
24
19
11
5,3
3,1
н2
ПО. 104
73
23
2,1
0,044
0,00041
н2о
0,69 • 1012
1,3
2,3
4,2
8,0
110
н
780
33
1,5
0,033
0,00023
—
Н2О2
1,9 • 108
9,1
15
10
3,6
1,5
Оз наблюден-
наблюденный
0,48 • 1012
1,3
2,9
5,3
2,2
0,35
122
123

стороны, данные Гутника A963 г.) свидетельствуют о заметно боль-
большей удельной влажности над умеренными широтами. По Гутнику,
она достигает 10-10~6 на высоте 30 км. Вероятно, водяной пар стра-
стратосферы довольно изменчив в пространстве, что затрудняет разви-
развитие «влажной» теории до тех пор, пока данные о влажности верх-
верхних слоев не станут более систематическими.
Таблица 246
Число частиц различных составляющих атмосферы в 1 см3
на высотах 15—40 км. Ночь. Процессы переноса не учтены,
указаны лишь составляющие, меняющиеся ото дня к ночи.
По Хесстведту
Высота (км)
40
35
30
25
20
15
ОCР)
160 . 10-4
35
6,7
1,0
0,095
0,0095
он
6,5 • 104
6,6
6,4
5,8
4,5
3,4
но2
3,3 • 106
3,3
3,2
2,9
2,2
1,7
Н
4,5 • 10-?
4,4 • 10-8
1,8 • 10-9
1,7 • 10-И
1,9- 10-и
2,4- 10-17
§ 28. Время релаксации и неустановившиеся процессы
Изучение нестационарных процессов, в которых участвует озон,
начинается с вычисления т — времени фотохимической релаксации
озона (либо какой-нибудь другой малой составляющей воздуха).
Мы обозначим через %г время, за которое отклонение величины
Мз (или концентрации другой составляющей) от равновесного зна-
значения Л^зо уменьшается в е раз.
Уравнения, подобные B6.3) или B6.3/), можно записать, обо-
обозначая через Ni концентрацию /-той составляющей, в виде
B8.1)
Время (с) установ
Высота
(км)
О3
ОН
НО,
н2
н2о
Н2О2
40
35
30
25
20
15
1,
4,
19
110
580
1100
3-104
6
3,2
1,3
0,64
0,55
1,0
13
День
0,32-104
0,33
0,40
0,68
1,4
2,3
0,58-108
2,3
9,9
61
520
3100
14-104
55
130
260
380
430
11-
42
ПО
240
380
430
104
Для простоты мы будем считать А и В постоянными, т. е. будем
1
полагать, что все другие составляющие
Тогда B8.1) можно переписать в виде
dNi _ A /AT )
находятся в равновесии.
dt
Обозначив через N'. начальное значение Nt, имеем
N,-Nl0=(N,-Ni0)e
—At
откуда искомое время %г
равно
уменьшения разности
___ 1
~l~~ A '
B8.1')
B8.2)
rio в е раз
В табл. 25 приведены значения т днем и ночью для ряда состав-
составляющих воздуха па высотах 15—40 км. Ради экономии места мы ис-
исключили из этой таблицы значения т для О* A0~9—10~7 с),
О A0~4—1 с) и Н A0~6—10~2 с). Время т для них так мало, что чи-
число перечисленных атомов всегда практически соответствует равно-
равновесному. Для сравнения в табл. 25 помещены рассчитанные Дют-
шем [198] значения т.з для озона в сухой атмосфере (днем).
Из табл. 25 видно, что нарушенное фотохимическое равновесие,
например, гидроксила ОН восстанавливается за несколько секунд,
равновесие пергидроксила НСЬ — за несколько часов. Наоборот,
концентрация Н2 должна быть почти независимой от фотохимиче-
фотохимических процессов. Промежуточное место занимают водяной пар Н2О,
перекись водорода Н2О2 и озон. У последнего хз очень сильно зави-
зависит от высоты z. Днем на высоте 40 км т3 составляет около 3,6 ч и
здесь, таким образом, преобладает фотохимическое равновесие.
На высоте же 15 км т3 в 850 раз больше, и озон здесь фотохимиче-
фотохимически очень «медлителен». Даже слабые внешние возмущения, потоки
1 Это довольно сильное, но необходимое упрощение. При одновременных из-
изменениях двух составляющих значения их т,- могут быть иными.
Таблица 25
ления равновесия
О3
0,15-108
0,15
0,16
0,17
0,22
0,29
он
4,3
1,4
0,64
0,55
1,0
13
Тг
1
1
1
2
5
10
но
Н
,5-
,3
,6
,7
,9
о ч ь
104
1,
з,
5,
12
39
63
н2
8-ЮЮ
1
6
HZO
0,38-108
0,38
0,39
0,43
0,56
0,73
0,
0,
0,
0,
0,
0,
н.го2
38-108
38
39
43
56
73
О3 по
Лет
2,4-
9,6
58
330
2 200
18 000
Дютшу, f = 453
О
104
Зима
5,3-10*
31
250
1700
10 000
43 000
124
125

воздуха и пр. в нижних слоях стратосферы могут подавлять фотохи-
фотохимические изменения.
Эти выводы — одно из важнейших следствий фотохимической
теории. На них основано, как мы увидим ниже, изучение динамики
озона.
Из табл. 25 видно также, что и фотохимические реакции, и вос-
восстановление озона после любого нарушения равновесия во влажной
атмосфере происходят значительно скорее, чем в сухой. На высоте,
р мб
1
Зима
Весна
Лето
Осень
Зима
Рис. 36. Изоплеты вертикального распределения
озона (нб) в функции сезона и высоты. По Дютшу
и Гинсбургу.
а — распределение энергии А (см. рис. 35), &0=10-19 см3, 6=0;
б — распределение энергии С, ko=7,5 ¦ Ю-22 см3, 6 = 1500°. За-
Заштрихована область высот, на которых время релаксации
озона Т= 10-^-90 дням. 1) Т=10 дням, 2) Т=90 дням.
например, 20 км они ускоряются по сравнению с сухой атмосферой
в 4 раза.
Назовем условно областью устойчивого фотохимического равно-
равновесия (ОУФР) ту верхнюю часть атмосферы, где т3< 10 суток =
= 8,6* 106 с, т. е. меньше характерного времени синоптических (ди-
(динамических) процессов атмосферы. Согласно табл. 25 и рис. 36,
ОУФР во влажной атмосфере начинается выше примерно 26 км,
а в сухой — выше 29 км летом и выше 33 км зимой. Очевидно, в этой
области озон находится всегда в фотохимическом равновесии неза-
независимо от больших течений атмосферы. Мы уже упоминали о вы-
126
числениях Дютша и Гинсбурга, доказавших, что нужно сущест-
существенно уменьшить расчетную интенсивность ультрафиолевой радиа-
радиации Солнца, чтобы добиться согласия наблюденного и вычислен-
вычисленного распределения озона. Как выяснилось, граница ОУФР при та-
таком уменьшении поднимается примерно на 3,5 км. По Крутцену,
граница поднимается заметно и при снижении D-границы (см.
выше), например, с 3080 до 2880 А.
Можно выделить также нижнюю область атмосферы, где фото-
фотохимические процессы очень медленны. Тут над ними берут верх ди-
динамические процессы, в том числе и такие, которые связаны с се-
сезонной перестройкой поля общих течений атмосферы. Если условно
ограничить эту область динамического равновесия сверху уровнем,
где т3 = 90 суткам (один сезон), и назвать ее ОДР, то по схеме
Дютша эта область простирается от земли вверх примерно до 21 км
летом и до 28 км зимой. В зоне, промежуточной между ОУФР и
ОДР, фотохимические и динамические процессы работают совме-
совместно. На рис. 36 эта зона заштрихована.
Заметим, что ночью на всех высотах хз очень велико, т. е. фото-
фотохимические реакции не оказывают тогда заметного влияния па
озон.
Существуют и другие, более сложные и интересные подходы
к изучению нестационарных фотохимических процессов превраще-
превращений озона. Так, Брюэр и Уилсон в 1968 г. [158] рассчитали величину
dNsldt (скорость образования или разрушения озона) исходя
из фактических концентраций кислорода и водяного пара в атмо-
атмосфере.
Брюэр и Уилсон исходили из уравнения, подобного B6.3/), но
при вычислениях дополняли его членами, учитывающими «влаж-
«влажные» реакции G), A0), A7), B3) и B4) и реакции с возбужденным
кислородом B0) и C5), следуя нумерации в табл. 23. Было предпо-
предположено, что выше уровня 5 мб (точнее говоря, уровня, где днем тз<
<10 суток, см. рис. 36) существует равновесие, т. е. везде dN3/dt =
= 0. В согласии со своими выводами, сделанными в 1965 г. (см.
§ 26), Брюэр и Уилсон [158], так же как Дютш и Гинсбург [200],
понизили значения hx no сравнению с наблюденными с ракет при-
примерно втрое (см. кривую В на рис. 35). Так они [158] вычислили
среднюю общую продукцию озона Q, т. е. избыток образующегося
при фотохимических процессах озона над разрушающимся, равный
приближенно 4-Ю29 молекул в 1 с над северным полушарием.
Сравнение общего количества озона X над северным и южным полу-
полушариями летом и зимой и сопоставление с данными о выпадении
радиоактивных продуктов ядерных взрывов (например, Sr90), про-
произведенных над экватором на высоте 25—30 км, действительно по-
показали, что Q~4-1029 молекул в 1 с над полушарием.
Такова теоретическая мощность Q источника озона, находяще-
находящегося в стратосфере.
Рассчитанное в [158] распределение dN3/dt представлено на
рис. 37. Величина dN3/dt достигает максимума над экватором, на
высоте около 31 км, где превышает 4-Ю10 молекул озона в 1 м3
127

в сутки. Область dN3/dt>0 распространяется в тропических широ-
широтах вниз до 16 км, а в умеренных и полярных широтах лишь до
26 км. Ниже, в тропосфере и отчасти в стратосфере высоких широт,
находится область разрушения озона.
Этот расчет перекидывает мост от чисто локального аспекта тео-
теории фотохимического равновесия, которым мы занимались до сих
пор, к проблеме переноса озона. Вместе с тем надо помнить, что этот
Июль -август
Январь-февраль
-15
10 0 10
Широта
40 50 60и
Рис. 37. Изоплеты количества озона (нб), образующегося за 100 дней.
Распределение энергии согласно кривой В на рис. 35. Учтены реакции
с водяным паром и его производными. По Брюэру и Уилсону.
/ — уровень, где т=10 дням.
расчет опирается, так сказать, лишь на одну точку — на интеграль-
интегральное значение Q; последнее заимствовано, правда, из независимых
экспериментальных данных, но подкрепляющая их аналогия с вы-
выпадением Sr90 из атмосферы, конечно, имеет лишь качественный ха-
характер.
§ 29. Ценность фотохимической теории
Выше мы использовали для расчетов количества озона различ-
различные предположения об участии тех или иных реакций в его образо-
образовании и разрушении.
В фотохимические расчеты входят, как мы видели, константы
различных реакций, определенные в лаборатории. Нужно прове-
проверить, очевидно, сохраняют ли эти константы свое значение в сво-
свободной атмосфере. Ведь в лаборатории наблюдению всегда мешает
влияние стенок сосудов, служащих нередко катализаторами реак-
128
ций. Так, например, опыты А. Ф. Чижова показали, что на стенках
может происходить рекомбинация атомного кислорода.
Простейшее выражение N3 в B6.6) зависит лишь от отно-
отношения кг/к3, и поэтому легко проверить, как это сделал Дютш и
Гинсбург, какое значение k2/k3 дает лучшее согласие наблюдения
с теорией. Более сложная «влажная» теория включает уже около
десятка констант, к тому же еще неточно известных. То или иное
сочетание их возможных вариаций может дать весьма различные
распределения Оз, по которым трудно судить о достоинствах
теории.
Хесстведт сделал численный опыт расчета N3 на высотах 18—
39 км, изменяя — увеличивая и уменьшая — используемые при этом
значения /2 и 13 (солнечной радиации) и констант кг и k-,.
В верхней ОУФР увеличение радиации /2, диссоциирующей кис-
кислород, и уменьшение радиации /3, разрушающей озон, ведут к су-
существенному увеличению концентрации молекул озона N?,. Так, на-
например, пятикратный рост /2 увеличивает количество озона на 130%
и т. д. Наоборот, изменение радиации /н0 , поглощаемой перекисью
водорода, почти не имеет значения для колебаний N3.
Далее, увеличение параметра k2— вероятности тройных столк-
столкновений,— например, в 5 раз увеличивает N3 в ОУФР на 125%, и,
наоборот, падение k2 уменьшает его. Можно ожидать поэтому, что
если существует обратная температурная зависимость k2j то она
должна сказаться и на озоне, уменьшая его концентрацию при по-
повышении температуры в верхней стратосфере.
Другие параметры и их возможные колебания, по-видимому,
мало влияют на озон в ОУФР. Наибольшее значение для роста N3
может иметь тут усиление реакций, т. е. увеличение соответствую-
соответствующих ku (Ю) (ОН + НО2), A7) (О* + Н2О), B0) (O*+Af), а для
уменьшения количества озона — ослабление A7) и B0) и усиление
реакции B3) (НО2 + О3). Таким образом, доказывается, что даже
немногочисленные возбужденные атомы кислорода могут оказы-
оказывать заметное влияние на озоносферу.
В нижней части ОДР, на высоте 16 км, рост /2 дает еще более
значительное увеличение О3, чем в ОУФР, но отрицательный эф-
эффект роста /з слабее, чем вверху. Прямая связь озона и кг сохраня-
сохраняется и здесь, из-за чего, например, холодная нижняя стратосфера
тропического пояса теоретически должна была бы содержать
больше озона.
Влияние других параметров оказывается в нижнем слое A8 км)
гораздо более сильным, чем в верхнем слое. Количество озона воз-
возрастает тут, например, при десятикратном усилении реакций A3)
(НО2 + НО2) на 70%, A0) (ОН + НО2) на 15%. Оно убывает с уси-
усилением B3) (НО2 + О3) на 40% и A4) (ОН + Н2О2) на 20%. Другие
реакции имеют меньшее значение.
Таким образом, для верхней части слоя озона «сухая» теория
пригодна и дает удовлетворительный результат, а в нижней его ча-
части существенную роль могут играть взаимодействия с такими
частицами, как ОН, Н2О2 и НО2, несмотря на их небольшое
9 Зак. № 513
129

количество. Для описания этой части слоя озона, следовательно,
нужно использовать «влажную» теорию и, конечно, более подроб-
подробные данные о водяном паре стратосферы.
§ 30. Теоретические соображения
о мезосферном слое озона
В мезосфере по мере уменьшения N3 вверх уже отказывает нера-
неравенство /гМг^/зЛ'з, которое мы использовали выше при выводе
B6.6). В случае равновесия (а на уровне 50 км оно достигается
примерно за 15 мин) теория дает
¦ N«N.
2N4
при
0.
После захода Солнца, когда /3 обращается в нуль (а на боль-
большой высоте Солнце «угасает» при заходе почти сразу), значение N3
стремится приблизиться к довольно большой величине ^Л^Л^/^з
порядка 9,7- 10й на высоте 50 км и 2,2- 1011 на высоте 60 км. Это
означает, что количество озона на таких высотах должно быстро,
почти скачком увеличиваться после захода Солнца и столь же бы-
быстро убывать утром, при восходе. Весьма наглядные примеры гра-
графиков таких быстрых изменений iV3 можно найти в работе Маэда и
Эйкина [281].
Фотохимические процессы, определяющие образование озона
выше его главного слоя — выше 50 км, рассмотрел впервые по-
подробно в 1963—1966 гг. Хант [245]. Он нашел для Солнца, находя-
находящегося в зените, что Л^з должно очень медленно убывать с высотой,
например в интервале 50—70 км всего в 3 раза (рис. 38, кривая 7),
в то время как плотность воздуха здесь убывает в 11 раз. Отноше-
Отношение смеси гз, следовательно, тут растет вверх, формируя, условно
говоря, второй верхний слой озона.
Параллельно Хант обратил внимание на важность реакций,
в которые может вступать возбужденный атом кислорода O^D)
в мезосфере при столкновениях с молекулами N2 и О2:
) (константа kla),
) (константа ^).
Значение k'la (около 5* 10 см3/с) и в особенности k' , к сожале-
сожалению, известны пока очень плохо. По лабораторным определениям
Квифте и Вегарда, k'lh =10~16 см3/с, а из наблюдений за свечением
ночного неба Дальгарно и Уокер вывели, что Цъ =10~10 см3/с
Поскольку реакция разрушения озона при столкновении с нор-
хмальным атомом кислорода характеризуется константой кз =
= 3- 10~12, а с возбужденным — константой &з = 3« 10~10, т. е. реак-
реакО(Ф) ОCР
ция идет существенно скорее, то дезактивация О(Ф)
130
р
ОCР) дол-
жна вести к увеличению количества озона. На рис. 38 кривые 2 и 3
рассчитаны соответственно для Цъ, равного 5-10~14 и 5-10~12.
Видно, что при большом значении k' (хотя и не достигающем ве-
величины, указанной Дальгарно) может возникнуть даже заметный
рост N$ на высоте 80 км.
В последние годы гораздо более детальный расчет фотохимиче-
фотохимических реакций озона с кислородом, соединениями азота и водорода
для мезосферы дали Хесстведт [432], Николе [299], Шимазаки и
Лейрд [434]. В табл. 26 приведены вычисленные Хесстведтом
км
во
60
20
ч
>
10'
10"
10*
Рис. 38. Теоретические кривые вертикального распределения
Ns озона. По Ханту.
/ — при простейшем варианте фотохимической теории, 2 — при учете
дезактивации возбужденных атомов кислорода, klb'=b • Ю-14 см3/с,
3 — то же при klb' = b • Ю-12 см3/с.
Таблица 26
Рассчитанные концентрации озона (в 108 см-3). По Хесстведту A971 г.)
Высота
(км)
70
65
60
55
50
45
40
День
зима
лето
Ночь
зима
лето
60
2,7
13
37
96
370
1700
4900
45
5,5
17
46
120
370
1700
6300
0
11
25
67
190
510
1900
7700
45
13
31
82
210
550
2000
7700
60
14
33
81
210
560
1900
7000
60
77
150
140
170
400
1700
4800
45
61
100
140
210
440
1700
6300
0
41
91
150
260
570
1900
7500
45
51
100
160
270
610
2000
7600
60
59
ПО
160
260
640
1900
6800
131

значения Ns в мезосфере для различных широт, для зимы и лета,
для дня и ночи по подробной «влажной» теории.
Из табл. 26 видно, что на высотах 60—70 км плотность озона
(днем) заметно увеличивается от зимнего полюса к летнему. Летом
она заметно, в 2—5 раз, больше, чем зимой. Ночью плотность озона
существенно увеличивается по сравнению с днем в соответствии
с упомянутым выше качественным соображением о роли 0{lD),
хотя и не достигает приведенных в табл. 26 предельных значений
2- 10й молекул/см3.
В высоких широтах зимнего полушария ночное увеличение N3
почти 30-кратное. В это время года убывание N3 вверх между уров-
уровнями 55 и 70 км существенно замедляется и может даже смениться
небольшим возрастанием. Мы отделили в графах «Ночь» пунктиром
область, где отношение смеси гз озона возрастает с высотой, т.е. име-
имеется упомянутый выше (в связи с рис. 38) условный второй слой
озона.
Довольно близкие к приведенным в табл. 26 значения г3 для зе-
зенитного расстояния Солнца 0° нашел и Николе [299]. Как и Хесст-
ведт, он исходил в своих расчетах из предположения о довольно вы-
высокой удельной влажности воздуха мезосферы F,5-10~6). Шима-
заки, предполагавший, что влажность существенно меньше @,6Х
ХЮ~6) получил гораздо большие значения N3— до 850- 108 см~3 на
высоте 50 км и 20- 108 см~3 на высоте 70 км днем.
Очень наглядным было сделанное Николе сравнение значений N3
в мезосфере, вычисленных по «сухой» и «влажной» теориям (вклю-
(включая в последнюю также учет эффекта метана СН4 и окислов азота).
Для высоты 60 км получены значения N3, равные 620 и 80- 108 см~3
соответственно, для высоты 80 км — 240 и 1,4-108 см~3. Столь ог-
огромно значение соединений Н и N для фотохимии мезосферы,
уменьшающих N3 на два порядка в верхней части мезосферы.
О некоторых других выводах Шимазаки и Лейрда, изучавших
главным образом процессы с участием диффузии газов, мы скажем
в главе XI.
К сожалению, экспериментальные данные о верхнем слое озона
и о влажности мезосферы недостаточны пока для того, чтобы прове-
проверить предсказываемые теорией особенности мезосферного озона.
Некоторые соображения на этот счет мы приведем в § 37.
Маэда и Эйкин [281] разобрали еще эффект в мезосфере кратко-
кратковременных сильных вторжений потока электронов из космоса, по-
подобных тем, которые вызывают полярные сияния. Диссоциативные
реакции, возникающие при этом, следующие:
Сечение этих реакций сильно зависит от начальной энергии кос-
космических электронов Ео.
132
Учитывая образование в атмосфере вторичных и третичных
электронов при взаимодействии первичных электронов с молеку-
молекулами атмосферных газов, удалось показать, что при вторжении
«мягких» первичных электронов с начальной энергией 5 кэВ в ко-
количестве 1 электрон (см2-с) скорость диссоциации достигает макси-
максимума в 8- 10~21 в 1 с на высоте 115 км. «Жесткие» же высокоэнерге-
высокоэнергетические электроны проникают в атмосферу гораздо глубже. При
?0=1 МэВ максимум скорости диссоциации имеет место на высоте
60 км и достигает 8- 10~15 в 1 с при такой же численности электро-
электронов. Чтобы «опустить» этот максимум до 20 км, понадобились бы
электроны с энергией порядка 100 МэВ.
Вторжение потока жестких электронов с энергией 1 МэВ может
существенно увеличить концентрацию О на высотах более 60 км,
хотя образовавшиеся атомы тут быстро, примерно за полчаса, снова
исчезают (рекомбинируют). Нарастание концентрации озона будет
наибольшим на высотах 60—70 км.
В одном из числовых опытов Маэда и Эйкину удалось «до-
«добиться» образования слоя озона с максимальной концентрацией
N3 = 2- 1011 см~3 выше 60 км, сравнимой с предсказываемой обычной
фотохимической теорией. Хотя эта концентрация и в 25 раз меньше,
чем в основном слое озона, ее можно было «получить» только при
мощном потоке — до 10й электронов через 1 см2 в 1 с при энергии
электронов более 100 кэВ. Поток их энергии достигал 1,6Х
ХЮ4 эрг/(см2-с) и был больше энергии всей ультрафиолетовой ча-
части солнечного спектра при К <3000 А. Возникающий при этом слой
озона, конечно, был ограничен лишь областью вторжения электро-
электронов, как известно, всегда концентрирующихся в узких зонах поляр-
полярных сияний. С прекращением потока озон должен быстро исчезать.
Неоднократно в истории изучения озона поднимался вопрос
о возможном образовании его при участии космических лучей. Тот
факт, что интенсивность последних (включая вторичные их компо-
компоненты) достигает максимума на высоте около 18 км? равно как и
сходство в этой области высот кривой их энергии и профиля озона,
всегда привлекал внимание к гипотезе о космическом происхожде-
происхождении озона. В недавнее время к ней обратился В. И. Арабаджи [144],
предположивший, что космические частицы вызывают деление ядер
ксенона и доставляют таким образом в атмосферу добавочную
энергию, существенно большую энергии первичного космического
излучения.
Сейчас нет еще экспериментальных данных, указывающих на ка-
какую-либо связь космического излучения с образованием или изме-
изменением озона. Эффект ксенона является пока предположительным,
а поток энергии /к, несомой непосредственно космическими лучами
и способствующей диссоциации кислорода атмосферы, очень мал
в масштабах фотохимии озона. Он в среднем того же порядка, что и
поток энергии света звезд, и в 10~8 раз меньше энергии /о, излучае-
излучаемой Солнцем. Поток энергии космических лучей на несколько по-
порядков меньше того потока энергии, который рассматривался
в опытных расчетах Маэда и Эйкина.

ГЛАВА VII
ВЕРТИКАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОЗОНА
В СТРАТОСФЕРЕ И МЕЗОСФЕРЕ
Из всех характеристик и свойств атмосферного озона вертикаль-
вертикальное распределение (ВР) последнего теснее всего связано с фотохи-
фотохимическими процессами его образования. Оно связано и с тем важ-
важнейшим фактом, что озон образуется в стратосфере и затем разру-
разрушается в тропосфере, фактом, который заставит нас в следующей
главе попытаться объяснить перенос озона из стратосферы в тропо-
тропосферу.
Подробные сведения о ВР озона дала сеть озонозондовых стан-
станций в Европе, Северной и Южной Америке, Азии, Антарктике
и т. д., организованных большой и деятельной группой ученых раз-
разных стран — Херингом, А. Васси, Комхиром, Петцольдом, Рамана-
таном и др. Дютш обработал очень тщательно с помощью элек-
электронных вычислительных машин многочисленные наблюдения ВР
по методу обращения, проведенные также на всех широтах земного
шара. Наблюдения за вертикальным распределением озона с по-
помощью спутников были собраны в СССР и обработаны В. А. Иозе-
насом и В. А. Краснопольским.
Для исследования физики атмосферного озона данные о верти-
вертикальном распределении озона ценны, поскольку большое разнооб-
разнообразие кривых ВР, очевидно, зависит от многих факторов — как
от фотохимического равновесия озона, так и от процессов переноса
его в стратосфере и тропосфере. Именно поэтому Международная
аэрологическая комиссия (ныне называемая Комиссией по атмо-
атмосферным наукам) на сессии в Брюсселе в 1965 г., учитывая, что «си-
«синоптические наблюдения вертикального распределения озона весьма
ценны для исследования общей циркуляции и радиационного ба-
баланса атмосферы и что метеорологические приложения данных изу-
изучения атмосферного озона требуют более обширной информации
о вертикальном распределении атмосферного озона», рекомендо-
рекомендовала, «чтобы все члены Комиссии поощряли создание или расшире-
расширение сети станций и программы их работ для наблюдения вертикаль-
вертикального распределения атмосферного озона» (КАЭ-IV, рекоменда-
рекомендация 14, Брюссель, 1965 г.).
Применительно к описанной в главе III и широко распростра-
распространенной сейчас озонограмме Годсона мы будем в этой главе пользо-
пользоваться для характеристики ВР преимущественно парциальным дав-
давлением озона рзу выражаемым в нанобарах. Оно почти пропорцио-
134
нально (с точностью до отношения Т/То) парциальной плотности
озона рз, выражаемой обычно в мкг/м3. В свою очередь плотность рз
пропорциональна концентрации iV3 молекул озона, рассматривав-
рассматривавшейся, например, в главе VI нашей книги. Плотности 1 мкг/см3 со-
соответствует Л73 = 1,255 • 1010 молекул/см3, и, наоборот, концентрации
:Уз = 1011 молекул/см3 соответствует плотность 7,968 мкг/м3.
Иногда мы будем пользоваться также величиной г3 — отноше-
отношением смеси, или концентрацией, озона в воздухе, выражаемой, на-
например, в мкг/г. При этом г3 = 0,3474 А^/Л^2, где N2 — концентрация
О2. Вертикальное распределение г3 иное, чем рз или р3. В частности,
максимум гз расположен гораздо выше, чем максимум рз. Осо-
Особенно важно знать распределение г3 в тропосфере, где турбулентный
перенос озона определяется именно градиентом г3.
§ 31. Общее описание
вертикального распределения озона
В первом приближении ВР озона похоже на то, которое предска-
предсказывает фотохимическая теория. Величина р3 мала в тропосфере, до-
достигает максимума, который мы далее будем обозначать как рзт,
в стратосфере на высоте Ят, в среднем равной 20—22 км, и далее
постепенно убывает вверх приблизительно по экспоненциальному
закону.
Попытаемся сравнить теорию с результатами наблюдений более
подробно, вначале заимствуя из теории простейшее выражение [см.
B6.6)]
Л'3=
¦sNl
C1.1)
где s=
Здесь h и /з — число поглощаемых в 1 с квантов коротковолно-
коротковолновой и длинноволновой ультрафиолетовой радиации на данном
уровне в расчете на 1 молекулу О2 или Оз. Эти величины приведены
в табл. 19 и на рис. 33 и 34 (глава VI). С уровня Я/ (примерно
38 км) вниз hlh начинает резко убывать из-за большого ослабле-
ослабления кислородом радиации h.
Поскольку величина N3/* входящая в C1.1), быстро растет
в глубь атмосферы, функция У hNzJh достигает максимума на вы-
высоте Н'т, значительно меньшей Hi. При Т==—50° С #^=24,5 км.
Сомножитель У&2/&3 может внести, однако, свой значительный
вклад в вертикальное распределение N3. По лабораторным данным
(табл. 23), с повышением температуры кг медленно убывает, a k3 бы-
быстро растет, т. е. У&2/&3 заметно убывает. В результате, если в стра-
стратосфере температура медленно повышается с высотой, в верхней
135

части слоя озона N3 еще несколько убывает и максимум N* должен
смещаться вниз. При
2960
и при дТ/дг = 2° С/км максимум Л/'з теоретически снизился бы до
21,7 км в довольно хорошем согласии с наблюдением. Однако, как
мы видели в § 26, в целом наблюденный профиль озона лучше со-
согласуется с предположением ko = const.
Разработанная в главе VI фотохимическая теория не учитывала
возможных различий h, h и ko. Однако эти величины различны
в тропической и полярной зонах, в северном и южном полушариях,
летом и зимой. Существуют и быстрые колебания рз, которые нельзя
объяснить изменениями солнечной радиации или температуры стра-
стратосферы. Порой появляется вторичный максимум р3 ниже главного,
возникает тонкая структура слоя озона, наблюдаются различия ее
к северу и югу от 35° широты и т. д., не объяснимые простой фотохи-
фотохимической теорией.
Мы должны изучить все наблюдаемые черты ВР и его зависи-
зависимость от времени и координат, чтобы подойти к их более точному
объяснению. Так мы сможем выяснить, какие динамические про-
процессы влияют одновременно на распределение озона.
§ 32. Типы вертикального распределения
атмосферного озона и их смена
Рассматривая наблюдаемые в различных местах земного шара
ВР озона, представленные, например, на озонограмме, можно наме-
наметить четыре типа ВР.
Тип А, тропический. Высоко расположенный и однородный
слой озона с #т~ 24^-27 км содержит сравнительно малое общее
количество озона X (порядка 260- \0~3 см) ! (рис. 39 а). Этот тип
характерен для тропического пояса до 30—35° широты (для тропи-
тропической массы воздуха).
Тип В, умеренный. Расположенный на меньшей высоте
(Нт= 194-21 км) и не столь однородный слой озона содержит го-
гораздо большее, чем в тропиках, количество озона, Х — 340. Такой
слой характерен для умеренных широт (рис. 39 б).
Тип С, полярный. Слой озона очень низкий (#w = 13-f-
-f-15 км) и мощный, общее количество озона в нем значительно, не-
нередко более 400. Он типичен для полярных широт, особенно в север-
северном полушарии (для арктического воздуха) (рис. 39 в).
Тип D, комбинированный. При этом типе одновременно
с максимумом рз на высоте 19—21 км имеется вторичный максимум
р3 на высоте 11 —14 км, иногда до 17 км, порой больший, чем ос-
1 Здесь и далее мы будем, не оговаривая этого, выражать X в единицах
10-3 см.
136
новной максимум. При этом X велико, до 660. Тип D наблюдается
как в полярных областях, так иногда и в умеренных широтах зимой
или весной, при притоке арктического воздуха. На рис. 39 г пред-
представлено типичное для этого типа распределение рз над Фэрбенк-
Фэрбенксом (Аляска) 2 марта 1965 г.
При всех типах А, В, С и D количество озона в тропосфере
сравнительно мало (особенно при типе А) и составляет всего не-
несколько процентов от X.
В определенном месте земного шара эти типы могут сменять
друг друга. В частности, в умеренном поясе могут наблюдаться и
полярный тип, и комбинированный тип.
О повторяемости отдельных типов можно судить по табл. 27, со-
составленной Н. А. Петренко. В ней указана повторяемость различных
значений Нт над восьмью пунктами северного и южного полушарий
по данным приведенных в [262] озонограмм отдельных подъемов
озонозондов за 1963—1966 гг.
Распределение Нт оказывается очень характерным. Над Фэр-
Фэрбенксом (Аляска) максимум озона наиболее часто находится на вы-
высоте 18—20 км, но слабый вторичный максимум повторяемости
намечается на высоте 15—16 км. Это значит, что максимум, соответ-
соответствующий полярному типу С, временами появляется над Фэрбенк-
Фэрбенксом. Над базой Амундсен-Скотт — над Южным полюсом — этот по-
полярный тип с максимумом озона в слое 16—17 км является господ-
господствующим, и лишь очень редко там отмечаются значения Нт =
= 20 км, которые соответствуют умеренному типу В. Среднее Нт
здесь около 16,9 км.
Иные, конечно, свойства озона над Бальбоа (9° с. ш.). Здесь
чаще всего Нт = 25-4-26 км, как при типе А. Правда, временами и
тут Нт уменьшается до 22—23 км, что, вероятно, бывает вызвано
приходом воздушных масс из более высоких широт (примеры та-
такого переноса воздушных масс мы разберем в главе X).
Небольшое число подъемов озонозондов, проведенных на о. Кан-
Кантон C° ю. ш.) и в Ла-Пасе A6° ю. ш.), также обнаруживает смену
больших Нт иногда меньшими Я7П.
Над Хило (Гавайские острова) изредка появляется еще более
низкий слой озона (Нт= 17-4-20 км), который можно принять даже
за признак полярного типа ВР.
В умеренных широтах, которые в табл. 27 представлены обсер-
обсерваториями Стерлинг C9° с. ш.) и Пуэрто-Монт D1° ю. ш.), сильно
преобладают значения #m = 20-f-21 км, т. е. здесь господствует
тип В. Изредка и над этими обсерваториями Нт увеличивается до
24—25 км, как при типе А.
Мы попытались также сопоставить изменения Нт с общим ко-
количеством озона X — с мощностью слоя озона.
Обратная связь между X и Нт действительно обнаружилась
(табл. 28) в умеренных и околополярных широтах (Фэрбенкс, Стер-
Стерлинг, Пуэрто-Монт) летом и осенью, когда там может происходить
адвекция как полярного воздуха с малым Нт и большим X, так и
тропического воздуха с большим Нт и малым X. Зимой слабая
137

10-
20
50
100
200
BOO
1000
IY\ a)
f\\
\
\
>
\
\
\
hi
>
-^
J 20
- 15
10
50 100 150 200 250 ЗООиб
Рис. \У). Типы ВР олопл.
а -тропический тип, Ла-Пас, 10 марга
1965 г.; в — умеренный тип. Стерлинг,
1000,
1000
50 100 150 200 250 300 нб
200 250 300 нб
\о нюня I9G.) г.; а полярный inn
Ь.ч, U) ноября №'¦>> г.; г - комбинн
poi)aiini>iii тип, Фэрбенкс, 2 марта 1965 i
- 15
-- 10
- 5
50 100 150 200 250 300 нб

Ъь—LZ
LZ-9Z
es—t-s
t-?—es
es—ss
12—02
02—61
61-81
81—Zt
Zl—91
91-?1
91—H
—81
81 — 21
21 — 11
OOCNCCO-C
00 "^ »—i LO CO '—' CN С
CCCOXCD'-OO
О >-О "vf >-О Ю CN '—'О
ОО^гн
N CN
: О О О О
ЮОЮОзсосО
CD CO CM r-H
X
О)
\D
a.
СГ)
a;
fcl
JC 5.=
ОиХШ
x
о
en
с
QO
Г"
4>
s
щего ко
ю
с
X
Cs
X
x
3"
я
fO
X
ja
z
з-
s
Cu
С
я
о
en
О
1
S
Я
a:
я
[CO!
ja
QO
C5
X
<D
Q.
en
200-
?
349
S
399
!
СП
j
I?
"^"
cn
x
g
CN
O5
ro
300
399
CO
I
|
|
О
a.
ее
CO
Обе
LO
I
-t 1
CN
CTi CO -f C^J
1— CN CN CN
CO r—i
- ~ ! 1
-, »—• CN
I
L COO
с ос О : '
VC —^
Ct ОС CJ^
!
LO Ю
CN -^
e«
О w
! 1 1
ОС i
1
1 '
OCO
1
ос со*.:
1 .
ОС
O^ O4 CN i—i
LO C^ CN О CN С
CTi __ CO ^ CO ^
Cl.
43 ^^^ | |
к ОС —'СО ' i
О —CNCN
L ^o
~* - - 1 !
= ОС —i
i i
Q '—' C^J
1 aT i i
1
I I
Фэрбенкс
^\
3>
Бальбоа .
о. Кантон
^4 CC
CM ^-i
co
ОС
1—'
чО
о
CN
CO
CTi
JLK
^з ;
I*
140
зависимость этого рода есть над Стерлингом, но отсутствует над
Фэрбенксом, где в это время Нш всегда малы. Видимо, умеренный
тип В зимой тут решительно преобладает над другими типами.
Очень интересна и исключительна в этом отношении база Амунд-
Амундсен-Скотт. Зимой и весной (июнь—ноябрь) здесь малые значения X
наблюдаются в низко расположенном слое озона при малых Нпъ
и наоборот. Таблица 27 показывает, что летом и осенью озон нахо-
находится тут тоже в нижней стратосфере и количество его мало. Из-
Изредка приток воздуха из более низких широт к Южному полюсу
повышает над базой Амундсен-Скотт и X, и Яш, создавая необыч-
необычную положительную корреляцию между этими двумя переменными.
§ 33. Среднее вертикальное распределение озона
Общее представление о среднем ВР озона мы получим из дан-
данных двух обсерваторий умеренного пояса — Боулдер (США,
40° с. ш.) и Тальвилль (близ Цюриха, Швейцария, 47° с. ш.), со-
собравших довольно большой материал зондирования с помощью
хемолюминесцентного и электрохимического озонозондов соответст-
соответственно. В табл. 29 приведены средние месячные значения рз над
Тальвиллем по данным 250 зондирований в 1966—1968 гг. [202].
На рис. 40 построены кривые среднего ВР над Боулдером и
Тальвиллем для марта и сентября — месяцев с наибольшим и наи-
наименьшим общим содержанием озона X. Ясно видно, что в начале
весны слой озона распространяется вниз почти до высоты 10 км.
Над Боулдером величина р3 достигает максимума, равного 189 нб,
на высоте Нт = 22 км, над Тальвиллем—177 нб на высоте #т =
-20,7 км.
В сентябре, когда X наименьшее, весь слой озона как бы при-
приподнимается и рз на всех высотах уменьшается. Максимум рз равен
теперь только 137 нб на высоте 24,3 км (Боулдер) и 127 нб на вы-
высоте 23,5 км (Тальвилль).
В качестве интересной детали на рис. 40 следует отметить не-
небольшой вторичный максимум среднего распределения рз на высоте
12—14 км, хорошо выраженный весной и очень слабо осенью. Ве-
Вероятно, это вклад распределений типа С или D, характерных для
изредка приходящих на широту обсерваторий арктических масс
воздуха.
На рис. 41 представлены аналогичные средние распределения рз
зимой (декабрь—февраль) и летом (июнь—август) для обсервато-
обсерваторий Бальбоа, Таллахасси и Туле [237]. Распределение озона над
Бальбоа и зимой, и летом отчетливо соответствует типу А: слой
озона тут тонок и высоко расположен, максимум р3, равный 136—
139 нб, находится на высоте около 26 км. Постоянство слоя озона
соответствует как малым изменениям солнечной радиации, так и об-
общей устойчивости погоды в этом климатическом поясе.
Заметим, что, по данным Мани и Сридхарана, над рядом индий-
индийских обсерваторий Нт составляет около 27 км, а над Тривандрамом
141

Таблица 29
Среднее парциальное давление озона (нб) на уровне изобарических поверхностей от 900 до 5 мб. Тальвилль (Швейцария),
47° с. ш. Сентябрь 1966 г. — июль 1968 г.
р мб
900
800
700
600
500
400
300
250
200
175
150
125
100
90
80
70
60
50
45
I
13,0
19,6
19,3
17,5
14,9
13,6
14,0
22,1
44,6
56,8
63,1
58,5
85,2
100,0
117,7
138,4
156,6
176,3
188,1
II
17,4
20,0
20,7
18,7
16,2
13,7
12,3
21,0
60,0
74,5
86,4
93,8
94,8
110,2
132,3
149,0
168,8
184,7
187,2
ш
22,6
26,4
23,5
21,4
18,6
15,0
21,4
39,0
66,2
82,4
86,9
85,5
108,0
120,6
132,7
147,6
167,8
177,1
175,5
IV
27,3
33,2
30,6
28,7
24,6
22,5
28,5
48,7
75,6
84,0
96,6
86,2
94,3
94,1
111,6
134,5
154,5
172,2
171,4
V
32,0
33,3
30,3
29,6
23,4
19,9
17,8
28,4
63,5
79,5
79,5
72,2
90,8
95,4
107,8
112,4
128,0
142,4
150,0
VI
37,8
35,2
33,3
30,9
27,5
27,0
29,2
36,1
61,9
70,7
71,1
69,4
77,4
88,1
98,1
110,8
126,8
145,5
150,8
VII
36,0
37,5
34,2
33,0
28,3
26,4
23,3
30,6
50,1
48,0
48,0
57,1
71,1
78,6
79,8
91,5
113,3
135,8
138,1
VIII
32,8
35,6
31,3
28,9
27,2
22,3
20,2
19,9
30,4
39,1
41,5
40,1
62,0
70,2
80,3
98,8
112,8
123,4
128,2
IX
25,8
27,7
25,2
22,9
20,8
19,1
15,9
22,6
28,8
29,5
34,3
51,8
74,4
80,2
101,1
108,6
108,4
121,1
124,4
X
27,1
27,2
24,2
22,1
18,5
14,9
11,8
11,8
11,0
15,2
24,0
27,7
53,5
64,2
80,4
89,9
110,8
121,0
121,0
XI
12,9
20,7
19,4
18,0
15,8
12,0
13,2
18,5
26,1
31,8
46,5
58,8
76,4
89,3
104,0
107,8
114,4
122,7
128,4
XII
12,0
19,7
19,3
18,1
15,6
14,5
17,9
28,5
41,3
45,9
56,6
57,4
76,7
90,8
100,9
119,3
138,0
140,4
145,9
р Мб
40
37,5
35
32,5
30,0
28
26
24
22
20
18
16
14
12
И
10
9
8
7
6
5
и-»
?ь
СО
I
185,6
179,6
171,3
168,6
166,3
158,6
152,7
146,7
139,2
130,9
121,1
110,5
98,5
85,8
77,7
69,6
63,1
56,5
48,0
39,8
41,0
и
183,6
178,8
173,7
170,5
163,7
156,7
149,2
140,3
131,5
122,8
112,7
98,9
86,9
76,3
68,0
62,1
54,9
50,6
46,9
47,0
42,5
ш
173,2
175,0
171,2
165,5
159,4
152,5
145,5
138,3
130,9
120,4
110,1
99,1
88,1
76,6
70,4
64,1
59,9
54,5
49,6
42,3
35,3
IV
169,0
165,9
160,8
154,7
149,0
144,0
138,4
130,8
123,5
115,8
106,8
97,2
87,1
76,5
70,5
64,6
59,2
52,5
45,6
39,4
—
V
153,4
153,3
151,1
146,8
139,5
135,4
130,8
125,0
118,0
110,9
102,9
97,0
90,1
82,1
78,2
71,5
64,8
59,7
54,5
49,0
39,0
VI
152,8
151,1
146,9
143,4
141,5
138,7
135,8
131,4
127,1
121,3
113,8
107,0
97,1
86,6
80,3
72,0
63,8
56,4
50,3
41,9
29,0
VII
139,0
139,8
138,4
137,7
135,4
134,0
132,8
131,4
126,7
122,3
116,5
107,4
98,0
85,2
78,6
71,7
65,9
59,2
52,2
47,4
„_
VIII
135,4
138,8
137,8
136,4
132,0
127,6
126,4
124,4
120,6
115,6
111,5
106,3
97,1
86,0
79,1
73,0
66,4
58,9
50,4
44,0
37,0
IX
130,1
132,6
133,6
133,4
129,2
127,8
124,2
123,0
117,2
110,3
101,7
92,0
87,9
78,1
73,1
68,0
63,9
56,9
52,2
45,0
—
X
121,9
124,2
125,8
126,9
124,2
122,9
123,8
119,8
118,7
114,6
107,8
99,0
89,8
81,6
74,7
68,4
62,0
60,0
51,5
48,0
57,0
XI
131,0
131,2
132,4
132,7
132,0
130,4
127,2
121,8
115,6
106,7
99,2
90,2
79,9
68,5
63,9
58,8
54,3
50,1
45,7
40,3
3S,0
XII
150,3
151,6
151,4
152,4
149,5
144,8
139,5
132,1
125,0
117,4
107,0
95,1
82,7
72,7
69,0
67,8
59,1
53,0
47,2
31,0
17,0

(Южная Индия, 8° с. ш.) — даже 28,2 км, т. е. больше, чем над
Бальбоа.
Несколько севернее, в Таллахасси (Флорида, 30 с. ш.), как
видно из рис. 41 б, все еще заметно влияние тропического типа А.
В табл. 30 приведены по Крэйгу значения средней высоты Нт и со-
соответствующей ей плотности озона рзт на высоте Нт по данным
145 подъемов озонозондов в 1963—1965 гг. над Таллахасси.
Таблица 30
Месяц .
Нт км
р3/и МК
Средняя высота максимума плотности озона Нт и соответствующая ей
плотность рзт над Таллахасси. По Крэйгу
I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
22,4 23,1 22,5 22,5 22,0 22,9 24,0 24,5 24,5 23,5 23,3 22,3
477 503 437 456 428 426 411 360 368 358 387 426
в) \
О
Ю0
0 ICQ 0j нб
Рис. 41. Среднее ВР озона над низкими и высокими широтами зимой A) и
летом {2).
а — Бальбоа, б — Таллахасси, в — Туле.
Вероятно, зимой над Таллахасси преобладает уже умеренный
тип В с малым Нш и большими рзт, а летом он обычно уступает ме-
место тропическому типу А.
Различия между летом и зимой усиливаются по мере смещения
на север. Они достигают в Туле своего максимума (рис. 41 в).
Здесь, в Арктике, зимой общее количество озона почти вдвое
больше, чем летом. Среднее Нт уменьшается зимой до 16 км над
Туле, где в это время рзт = 207 нб.
Когда летом температурные различия между тропиками и Арк-
Арктикой ослабевают, выравнивается и широтное распределение озона.
В это время рз увеличивается со 136 нб над Бальбоа до 169 нб над
Таллахасси, достигая 173 нб над Туле.
Как следует из данных метода обращения, обработанных Дют-
шем (рис. 42), выше 26 км сезонные различия ВР обратные: летом
там озона больше, чем зимой.
Ю Зак. № 513

Упомянем здесь еще об опытах описания среднего распределе-
распределения озона с помощью эмпирических формул, предложенных Пет-
цольдом [306] и Вигру [402, 406].
1000
250
300 н6
SO 100 150
Рис. 42. Вертикальное распределение озона (р3), рассчитанное
Дютшем по методу обращения. Весна.
/ — Резольют, 2 — Упсала, 3 — Ароза, 4 — Эспендейл, 5 — Маунт-Эбу,
6 — Киншаса.
В 1963 г. Вигру предложил для составления такой формулы вы-
выделить следующие области озона: I — тропосферу, II —область
от тропопаузы до высоты 26 км, III — область выше 26 км. В обла-
146
сти I он положил «концентрацию по массе», т. е. отношение смеси г3,
равной г3 = /(-|/я. В области II Вигру принял, что плотность озона р3
равна
Or, = A(z р\П p~nZ Л fmn — (t-JrC) П /QQ 1\
гЗ / *• V^ и/ с ГЛ1' е , ^oO.ij
где t=z — с и с = Нт — 2,5 (Ят — высота тропопаузы). При таком
распределении максимум р3 достигается на высоте "
~т — ** m
C3.2)
и равен
C3.2')
По Петцольду, т = 3, с = 10, п = 0,25 (если z определить в кило-
километрах). Значение К тогда можно вычислить из условия равенства
Рз на границе областей I и II.
В области III предполагается, что г3 = const и равно значению
гз, полученному из C3.1) для 2 = 26 км.
Общее количество озона равно
00
Х=
dz
и зависит довольно громоздким образом тоже от Л, т и п.
Таким образом, трех наблюденных величин (например, общего
количества озона X, Нт и рзт) должно быть в принципе достаточно,
чтобы описать все вертикальное распределение озона. Такой способ
расчета Л, т и п Вигру рассмотрел очень подробно в 1969 г. [408].
Заметим, однако, что в верхней области (III) р3 убывает с вы-
высотой быстрее, чем это было бы при гз = с или при
Так, например, по ракетным наблюдениям Крюгера над Гавай-
Гавайскими островами A967 г.)
до 2 = 38 км и
Ра - С
-0,166г
- 0.2?8г
при z > 38 км, в то время как плотность воздуха убывает как
В результате г3 тоже убывала с высотой в области III.
На средних кривых ВР, рассмотренных выше, сильно сглажены
индивидуальные черты отдельных распределений, например при-
притуплён максимум и т. д. Особенно сильно сглажена на них озоно-
пауза — так можно назвать всегда очень резкий на конкретных
10*
147

кривых слой или уровень перехода от однородной малой плотности
озона в тропосфере к быстрому ее возрастанию вверх в нижней
стратосфере. Наличие этого перехода, имеющего характер разрыва,
заставит нас ниже исследовать детальные кривые ВР для различ-
различных мест земного шара в отдельные дни.
§ 34. Меридиональные вертикальные разрезы
На рис. 43 представлено среднее вертикальное распределение рз
для месяцев наибольшего (март—апрель) и наименьшего (сен-
(сентябрь—октябрь) общего количества озона в северном полушарии.
Март-апрель
Сентябрь-октябрь
О 20
и р о т о
Рис. 43. Средний вертикальный разрез рз (нб) в северном полушарии
весной (март—апрель) и осенью (сентябрь—октябрь). По Дютшу.
На этом рисунке очень отчетливо видна над высокими широтами
низко расположенная (с Нт около 16 км) область больших р3, пре-
превышающих здесь весной 140 нб. Вторая область, точнее, сравни-
сравнительно тонкий слой больших рз, более 130 нб, находится высоко над
тропическим поясом. Этот тропический слой, вероятно, соответст-
соответствует главной области образования озона, положение которой опре-
определили расчеты Брюэра и Уилсона (см. § 28).
Выше этого слоя тропического максимума давление озона рз
в общем убывает от тропической зоны к полюсу.
Ниже уровня 21 км р3 сравнительно постоянно (около 20 нб
в тропической зоне до 30° широты) и резко возрастает в умеренных
и полярных широтах, особенно в весенний сезон. В это время хо-
хорошо виден между 30 и 40° с. ш. как бы разрыв в распределении
озона в нижней стратосфере. В более слабом виде он существует
весь год. О нем мы подробно будем говорить ниже.
148
Несколько иначе выглядит ВР концентрации — отношения смеси
гз. Поскольку
гз=-^-= 1,657-^-, C4.1)
а давление воздуха р быстро убывает с высотой, область макси-
максимума гз располагается сравнительно высоко, выше 30 км. По этой
же причине не существует отдельной высокоширотной области мак-
максимума гз. Хотя в околополярной зоне на малых высотах рз велико,
но велико и р, и экстремума г3 там пет. Поэтому и различия между
весной и осенью на разрезе г3 невелики.
Март-апрель
Сентябрь-октябрь
70 60 50 40 30 20 10 0 10 20 30 ЬО 50 60 70е
Широта
Рис. 44. Средний вертикальный разрез г3 (в 10~6 г/г). По Дютшу.
Обширная область высоких значений г3 (рис. 44) находится над
тропическим поясом. Здесь максимум г3 располагается сравни-
сравнительно высоко, поскольку, согласно C4.1), уменьшение давления
воздуха р способствует увеличению г3. В этой области средние зна-
значения гз превышают 8- 10~6, а в 1967 г. Крюгер над Гавайскими ост-
островами наблюдал концентрацию даже 18 - 10~6. Зона высоких зна-
значений гз, превышающих 8 • 10~6 в средней стратосфере северного
полушария, распространяется на высотах 30—37 км весной от эква-
экватора до 52° с. ш., а осенью лишь до 40° с. ш.
По Медлову [280], эта область наивысших значений г3 несколько
опускается летом (в июле) и поднимается весной (в апреле), но ее
ось — уровень наивысших г3 — не опускается ниже 34 км.
Существование области высоких концентраций озона, значи-
значительно превышающих концентрации, опасные (токсические) для жи-
жизни человека, очень важно учесть, например, при конструировании
149

высотных пассажирских самолетов. Воздух, накачиваемый под
давлением в кабину самолета, должен предварительно очищаться
от озона, чтобы концентрация г3 стала ниже 1 • 10~~6 допустимого
предела для длительно вдыхаемого человеком воздуха.
§ 35. Тонкая структура слоя озона
Замечательная, но еще мало изученная черта ВР озона в уме-
умеренных и полярных широтах — это тонкая структура слоя озона.
Озонозонд нередко обнаруживает в слое озона как бы тонкие «ли-
«листки»— слои с повышенным количеством озона (с большим рз),
разделенные более бедными озоном интервалами. Таких листков
может быть в стратосфере одновременно четыре, пять и более.
На рис. 45 представлен заимствованный у Дютша и Цюллига
[201] пример зондирований озона 11 января 1967 г. одновременно
над Тальвиллем (Швейцария), Хоэнпейссенбергом (ФРГ) и Запад-
Западным Берлином. Слой больших рз, порядка 150 нб, наблюдался на
уровне 130 мб (около 14,5 км) над первыми двумя обсерваториями,
отделенными расстоянием всего 200 км. Он, однако, отсутствовал
над Берлином, находящимся гораздо дальше — в 700 км от Цю-
Цюриха. Это сравнение позволяет оценить и протяженность подобных
слоев.
Чаще всего озон накопляется и рз растет над инверсиями темпе-
температуры, хотя бы и слабыми. Замедленное перемешивание воздуха
в инверсии, вероятно, тормозит отток озона вниз из слоя с боль-
большим рз. Брейланд даже показал статистически [152], что более ус-
велико F — потенциальная тем-
тойчивые слои, в которых "тг"Б~"
и OZ
пература), соответствуют почти всегда слоям, в которых -—
велико и рз быстро растет вверх.
Замечательный слой пониженного количества озона, очень тон-
тонкий (не более 2 км), на высоте около 21 км описали Дютш [197] и
Питток [321]. Слой этот существовал над Боулдером целый месяц —
с 8 марта по 10 апреля 1963 г. Дютш полагал, что в данном случае
происходила адвекция бедного озоном тропического воздуха. Над
Боулдером же был обнаружен 30 марта тоже на высоте 20—21 км
слой мелких частиц пыли, вероятно попавших в атмосферу при из-
извержении вулкана Агунг в Индонезии 17 марта 1963 г. Питток ду-
думал даже о каталитическом разрушении озона в этом слое части-
частицами пыли, но потом отказался от такой гипотезы.
Проще всего предположить, что озон накопляется над инвер-
инверсией, а пыль — под ней и что, таким образом, оба эти явления зави-
зависят от слоев устойчивой стратификации атмосферы. Возможно, что
иногда происходит заметная адвекция воздуха вдоль слабо наклон-
наклонных, как фронты, изэнтропических поверхностей в стратосфере.
Трудно, однако, допустить, чтобы подобная адвекция тропического
150
воздуха происходила, как указано выше, целый месяц подряд
в сравнительно тонком слое.
Интересна стратификация озона над Антарктикой, когда там,
как говорят, «исчезает тропопауза». Это случается зимой, межд)
м5
1
1000
-80
-60
-40 -20
20
40° С
Рис. 45. Необычный тонкий слой повышенной концентрации
озона в стратосфере над Средней Европой. Зондирования
озона (а) и температуры (б) 11 января 1967 г. над Хоэнпейс-
Хоэнпейссенбергом, ФРГ ()), Тальвиллем, Швейцария B) и Западным
Берлином C). Небольшая инверсия температуры отмечается
над первым из этих пунктов как раз на уровне рассматривае-
рассматриваемого слоя, в двух других она начинается немного ниже него.
маем и сентябрем, причем температура с высотой постепенно пони-
понижается примерно от —40° С в средней тропосфере до —90° С в стра-
стратосфере. Граница между той и другой тогда как бы стирается. Озон-
Озонные зондирования на базах Амундсен-Скотт (Южный полюс), Бэрд
151

и др. показали, что при таком «исчезновении тропопаузы» большое
количество озона может распространяться вниз, до высоты 5—6 км.
Подобный случай наблюдался над базой Амундсен-Скотт, напри-
например, 2 сентября 1964 г.
Всегда, однако, нижняя граница богатого озоном слоя воздуха
отмечена хотя бы слабой инверсией или слоем уменьшенного верти-
вертикального градиента температуры. Это может быть след тропопаузы,
почти разрушившейся при общем опускании стратосферного воз-
воздуха. Озон помогает нам заметить этот след и это опускание.
А//М
600г
200
-200
-600
3 5
120
160
200
20
40 р3 нб
Рис. 46. Среднее распределение г3 по отношению
к уровню тропопаузы над Туле (/), Черчиллом B), Бед-
Бедфордом C) и Бальбоа D) по данным подъемов 1962—
1963 гг.; средняя высота тропопаузы в дни наблюдений
соответственно равна 8,2; 7,7; 9,5 и 16,9 км. Среднее
распределение р3 над Бедфордом E).
Очень важно для понимания динамики озона относительное по-
положение тропопаузы и озонопаузы. Мы назовем озонопаузой уро-
уровень, от которого резко меняется — возрастает вверх как бы скач-
скачком— градиент dps/dz. Такой перелом существует на озонограммах
всех зондирований без исключения и является одной из самых ха-
характерных черт ВР озона.
В табл. 31 приведена повторяемость положительных и отрица-
отрицательных значений Д# = #о — #т, где Яо — высота озонопаузы,
а #т — высота тропопаузы.
Зимой в полярных и умеренных широтах (Амундсен-Скотт, Фэр-
Фэрбенкс и Стерлинг) озонопауза чаще всего находится ниже тропо-
тропопаузы и озон как бы проникает через тропопаузу вниз. Это явление
в полярных широтах существует и летом, когда там в среднем Д# =
= —0,29 км.
Повторяемость значений
Таблица 31
^ 0. 1963—1965 гг.
Обсерватория
Фэрбенкс
Стерлинг
Хило
Бальбоа
о. Кантон
Ла-Пас
Пуэрто-Монт
Амундсен-Скотт
Лето
дя^о
31
36
4
20
12
3
1
9
ДЯ<.0
36
36
8
5
5
4
5
14
Зима
АЯ>0
7
28
2
19
9
2
13
8
дя^о
31
47
3
6
4
1
3
35
В экваториальных широтах и летом и зимой, наоборот, озоно-
озонопауза находится чаще всего выше тропопаузы. Здесь как будто во-
восходящее движение переносит из тропосферы в стратосферу воздух,
бедный озоном. Над о. Кантон и Бальбоа летом в среднем Д# =
-+0,58 км.
Распределение средних рз и /3 по отношению к уровню тропо-
тропопаузы, в функции z — #т, представлено на рис. 46. Видно, что в тро-
тропической зоне — в Бальбоа — существенное нарастание гз вверх на-
начинается сравнительно высоко над тропопаузой, а в полярной зоне
оно заметно и под последней.
§ 36. Сезонные изменения
вертикального распределения озона
Упомянутые выше озонозондовые наблюдения в Боулдере
(США) и Тальвилле (Швейцария) позволяют изучить подробнее
сезонные изменения рз (рис. 47).
В тропосфере, от Земли вплоть до уровня 500 или 400 мб, годо-
годовой, ход рз с максимумом летом соответствует ходу приземного
озона. Отношение наибольшего рз макс к наименьшему рзМин здесь
порядка 2:1. Вопрос о происхождении такого хода мы рассмотрим
в главе VIII.
В основной части слоя озона рз имеет максимум в феврале или
марте. Над Боулдером это отмечается между уровнями 250 и 26 мб,
над Тальвиллем — между 150 и 50 мб (кривые 3 и 4). Еще выше
в обоих пунктах максимум сдвигается на январь или декабрь.
Происхождение зимне-весеннего максимума, которое мы по-
подробно изучим в главе X, динамическое. Он создается нисходящим
152
153-

движением воздуха в полярной стратосфере и далее обменом воз-
воздуха между полярной и умеренной зонами. Последняя при этом
обогащается озоном.
Амплитуда хода (величина рз макс/Рз мин) равна примерно 4
в нижней части главного слоя и 1,5 в верхней.
Годовой ход с максимумом в марте и широким минимумом
между августом и октябрем (см. кривую 3) характерен и для об-
общего количества озона в умеренной зоне.
р3и6
200
180
160
120
100
80
/S0
100
80
SO
40
20
п
W
-
\
\
^— —** ^* ^ ^^
^\ *\
\ ч
\
\
\
ч
- N
.till!
/
/
у
2 '
у
у
l I I I
III
VII
IX
XI
Рис. 47. Годовой ход р$ над Тальвиллем (Швейцария, 47° с. ш.).
/ — уровень 900 мб, 2—175 мб (около 12,7 км), 5 — 50 мб (около 20,6 км),
4—13 мб (около 29,4 км). Для кривых / и 2 —левая шкала, для 3 и 4 —
правая.
Параллельно с зимним максимумом рз выше 28—30 мб возни-
возникает второй, летний максимум, значение которого увеличивается
с высотой. В стратосфере между 24 и 34 км, а возможно, и выше
отмечается, таким образом, двойной годовой ход рз с максимумами
в декабре—январе и июне.
Летний максимум озона появляется в таких высоких слоях, где
его динамические иЗхМенения отступают, вероятно, уже на второй
план. Причину этого максимума нужно искать, следовательно, в осо-
особенностях фотохимического равновесия, в изменениях h, h и вхо-
входящих в фотохимические расчеты констант.
Заметим, что летний максимум р3 гораздо слабее, чем максимум
рз. Поскольку
154
значит летний максимум рз в значительной мере (хотя и не цели-
целиком) может объясняться летним повышением температуры при ма-
ломеняющемся рз.
Для изучения годового хода рз на разных широтах от Гренлан-
Гренландии до Антарктики мы можем также использовать данные метода
обращения до высот 40 км. Наибольший интерес для нас имеют
слои, обозначенные в § 18 как 3 A4,8—19,2 км), 4 A9,2—23,7 км),
5 B3,7—28,2 км) и 6 B8,2—32,7 км).
По оценке Дютша [195], от тропопаузы до уровня около 44 мб
в умеренной и околополярной зонах имеет место отчетливый ве-
весенний максимум рз. Увеличение рз от сентября к марту в слое 4,
где рз наибольшее, достигает 91% в Эдмонтоне E3е с. ш.), 58%
в Упсале F0° с. ш.), 43% в Арозе D7° с. ш.), 34% в Саппоро
D3° с. ш.) и всего 10% в Кагосиме C1° с. ш.). Амплитуда годового
хода рз. таким образом, убывает к югу.
В северной части этой зоны, при ф>42°, весенний максимум рз
распространяется и в более высокие слои, причем тем выше, чем
ближе к полюсу мы наблюдаем озон. В зоне же 32—42° с. ш. он сме-
сменяется выше 24 км уже летним максимумом озона.
Южнее 30°, в отличие от умеренного и околополярного типов
годового хода, преобладает другой тип годового хода — с максиму-
максимумом летом и минимумом в декабре или январе. В слое 5, содержа-
содержащем здесь больше всего озона, над о. Торисима C0° с. ш.) макси-
максимум рз отмечается в августе, а на о. Маркус B4° с. ш.) —даже
в сентябре. Таким образом, и в тропиках нет параллельного хода рз
и радиации.
Годовые изменения рз в тропиках в общем невелики. На Ма-
унт-Эбу B5° с. ш.) изменения от минимума к максимуму состав-
составляют в слое 5 всего 11%, в слое 6— 16%, в Киншасе D° ю. ш.) со-
соответственно 9 и 17%.
Очевидно, такое сложное распределение фаз и амплитуд нельзя
объяснить одними изменениями радиации /2 и /3.
Недавно Рангараджан [337], обрабатывая новейшие наблюде-
наблюдения, проведенные по методу обращения в Мон-Луи и Арозе, обна-
обнаружил, что на большой высоте — 47 км — годовой ход рз еще раз
меняется. Тут максимум рз снова наблюдается в январе—марте,
а в летние месяцы отмечается «провал». Существование этого «про-
«провала» подтвердили и наблюдения азиатских и американских стан-
станций между 25 и 51° с. ш.
Рангараджан полагает, что этот летний минимум можно объяс-
объяснить, считая отношение kzlks зависящим от температуры. Более
того, из расчетов Дютша следует, что, полагая
при &о = 7,5' 10~22 см3 и 6 = 1500°, теория действительно предсказы-
предсказывает двойной ход на высотах 40—46 км с главным минимумом
летом.
155

от температуры, пока
Зависит ли на самом деле отношение
ответить трудно.
В 1969 г. Петцольд и Пискалар [310] заметили, что вертикаль-
вертикальное распределение озона меняется с колебаниями солнечной актив-
активности. В годы минимума солнечных пятен A951 —1953, 1965), как
показали зондирования над Центральной Европой, р3т (рз на уро-
уровне максимума) было равно примерно 120—130 нб, в годы макси-
максимума A957—1960) рзт= 180 нб. Величина рзт как бы менялась с чи-
числом Вольфа R по соотношению
Эту зависимость не удается объяснить влиянием меняющейся
температуры воздуха. Вероятно, рз может увеличиваться при росте
R благодаря усилению при этом коротковолновой солнечной ульт-
ультрафиолетовой радиации па 6%. Существуют ли такие большие
«волны» ультрафиолетовой радиации, смогут проверить в будущем
только орбитальные геофизические станции.
§ 37. Мезосферный озон
В мезосфере, на высотах более 50 км, были проведены только
очень немногочисленные прямые наблюдения за озоном, позволяю-
позволяющие лишь весьма приближенно охарактеризовать его распределение
в этой части атмосферы.
Еще при подъеме спектрографа на ракете 10 октября 1946 г.
в Нью-Мексико (США) Джонсон (см. подробнее [296]) обнаружил
заметную концентрацию озона на высотах до 48 км. Немного позд-
позднее Николе указал, что согласно фотохимической теории концент-
концентрация атомного кислорода Ni выше 50 км должна сильно возрастать
с высотой, доставляя материал для образования заметных коли-
количеств озона.
В § 30 мы уже говорили о развитии теории мезосферного озона,
связанном с работами Ханта, Хесстведта и др. Эта теория предска-
предсказывает, с одной стороны, медленное убывание числа молекул озона
Л^з выше 60 км и в некоторых случаях даже рост с высотой отноше-
отношения смеси гз, а с другой — резкое увеличение N3 ночью по сравнению
с днем. Проверка обоих выводов должна быть одной из задач бли-
ближайших исследований озона. Следует напомнить и вывод из «влаж-
«влажной» теории, сделанный Шимазаки и Лейрдом [434], что в довольно
тонком слое около 80 км должно происходить значительное накоп-
накопление продуктов распада водяного пара, таких, как Н2О2, НО2 и
других, местное уменьшение числа атомов кислорода O(!D) и ОCР)
и молекул озона; этот вывод подчеркивает необходимость на-
наблюдения, прямого и оптического, упомянутых частиц близ мезо-
паузы.
Данные об озоне на высотах более 40 км получены при следую-
следующих запусках ракет:
156
1) ракеты «Аэроби» в США 14 июня 1949 г. (запуски 1946 и
1948 гг. на высоты более 37 км позволили сделать только качествен-
качественные выводы); эти данные мы обозначим далее как А1;
2) ракеты «Белье» (Франция) на о. Левант 10 ноября 1964 г.
(В1);
3) геофизической ракеты в СССР 15 июня 1960 г. (С1);
4) геофизической ракеты в СССР, зондировавшей озон вовремя
солнечного затмения 15 февраля 1961 г. в области тени (С2) и в ос-
освещенной области (СЗ);
5) ночной запуск ракеты в СССР в 1965 г., регистрировавшей
спектр Луны при ее высоте 13° над горизонтом (С4);
6) ракеты в Уоллопс-Айленд (США) 14 июня 1966 г. перед вос-
восходом Солнца при его зенитном расстоянии 92,4° (А2);
7) ракет на Гавайских островах (США) осенью 1967 г. в около-
полуденные часы (шесть выпусков, A3).
Все эти запуски дали выводы, довольно хорошо согласующиеся
между собой и с приведенными выше расчетами Хесстведта. Так,
например, на высоте 50 км наблюдения дали Л^, равное 5,9 • 1010 см~3
(А1, теоретически для этой широты и сезона должно быть 5,2 • 1010),
4,4- 1010 (В1, по теории 5,1 • 1010) и на высоте 50—55 км 1,1 -КI0 (С1,
по теории 3,6- 1010). На высоте 70 км запуск СЗ дал 7V3 = 5,1 • 108
(по теории 1,3- 109), а запуск А4— 1,9- 109 (по теории 4,6-109). Та-
Таким образом, с увеличением высоты наблюденная плотность озона
несколько отстает от рассчитанной по «влажной» теории.
Ночные наблюдения (запуск С4) дали значения N3 на 2—3 по-
порядка выше, чем дневные,— до C-М5) • 1011. Этот факт подтвер-
подтверждает, по крайней мере качественно, упомянутый выше вывод тео-
теории о сильном возрастании N3 ночью (рис. 48).
Во время затмения 15 февраля 1961 г. на юге Европейской тер-
территории СССР плотность озона, например на высоте 60 км, была
заметно больше в тени затмения E,1 • 109), чем над освещенной ча-
частью Земли C,05 • 109). Это различие в малом масштабе воспроиз-
воспроизводит то нарастание озона, которое должно происходить ночью.
Наблюдения над Гавайскими островами (A3) позволили Крю-
геру предложить эмпирическую формулу плотности озона 8 (г), вы-
выраженной в см/км, для высот 2>40 км:
г —40
sB)=2,4 • 1(Г3ехр [—(z —40)/4,2]=2,4
Шкала высот Яоз озона в мезосфере, таким образом, равна
4,2 км. Согласно тому же автору, на меньших высотах, между 25 и
38 км, она равна 6,0 км. По данным подъема 1966 г. (А2), между
уровнями 64,5 и 82,3 км Яоз равно 4,16 км, что хорошо согласуется
с выводами Крюгера. Из этого следует, что (поскольку Яоз меньше
шкалы высот для воздуха Яв, равной при —80°С 5,6 км), днем
отношение смеси озон/воздух гз убывает с высотой.
К сожалению, даже ночью вклад мезосферного озона в общее
количество озона незначителен, и обнаружить описанные в этом
157

параграфе и в § 30 различия озона по изменениям X, например,
ото дня к ночи очень трудно.
Интересный и принципиально новый подход к изучению озона
мезосферы предложили недавно Эванс и Ллевелин [431]. Они исхо-
исходили из гипотезы, что молекула озона при поглощении радиации
с Х<2660^-3100 А распадается, следуя уравнению
а при поглощении л<2660 А
C7.1)
C7.1')
10'
—I—2 —
1(Г р3 см/км
Рис. 48. Вертикальное распределение озона в мезосфере, между
высотами 40 и 80 км.
/ — по первым ракетным подъемам в США (до 1952 г.), 2 — по новым ракет-
ракетным подъемам США (по Рэтклиффу, 1962 г.), 3 — подъем ЦАО (по А. В. Яков-
Яковлевой, 1963 г.).
При равновесии, учитывая поглощение озоном в первой из упо-
мянутых областей спектра и обозначая через ha соответствующую
скорость диссоциации, имеем
L6%=(kDN± + A)N?, C7.2)
где А— вероятность высвечивания молекулы Ог^А^) и kD — веро-
вероятность столкновения этой молекулы с нейтральными молекулами
воздуха, приводящего к ее тушению. Наблюдая вертикальное рас-
распределение возбужденных молекул, можно с помощью C7.2) рас-
рассчитать hNs, а затем и N3 на различных высотах.
Ракетные наблюдения дневного свечения с /.= 1,27 и 1,58 мкм
позволили авторам [431] построить кривые ВР озона. На высоте
50 км они нашли #з«9- 1010, а на высоте 70 км yV3~109, что дает
ЯОЗ = 4,4 км; это хорошо согласуется со сказанным выше. Вторич-
Вторичный слой озона обнаружился на высоте 80—90 км.
Нет сомнения, однако, что ракетные наблюдения инфракрасного
свечения дневного неба требуют еще более сложной техники, чем
наблюдения ультрафиолетового конца спектра Солнца. К тому же
еще следует проверить, является ли реакция C7.1) единственным
источником возбужденных молекул кислорода в мезосфере.
создавая таким образом молекулы кислорода, возбужденные до ме-
менее высокого ^Ag) и более высокого D2^) уровня энергии. Обозна-
Обозначим число тех и других соответственно через jV*1 и iV*2. Первые мо-
могут затем высвечиваться, давая излучение с длинами волн 1,58 и
1,27 мкм, а вторые — излучение с длинами волн 8645 и 7619 А. По-
Последние, однако, почти целиком поглощаются в нижней атмосфере,
не доходя до Земли. Инфракрасное же свечение молекулярного кис-
кислорода удается наблюдать и с Земли. Авторы сумели провести его
наблюдения и с ракеты и обнаружить таким путем «слой» возбуж-
возбужденных молекул с максимумами концентраций N*1 и N*2 на высоте
около 50 км, а также вторичный, более слабый слой между 80
и 90 км.
158

ГЛАВА VIII
ОЗОН ТРОПОСФЕРЫ И ПРИЗЕМНОГО СЛОЯ
§ 38. Общие соображения
Хотя в тропосфере содержится сравнительно мало озона —
всего 8—15% его общего количества, изучение тропосферного озона
имеет большое практическое и научное значение. Он составляет по-
постоянный элемент той среды, того окружения, в котором живет че-
человек и развивается живая природа.
Иногда в тропосфере возникают источники озона, например
в городской атмосфере, отравленной выхлопными газами автомо-
автомобильных двигателей. Таким образом, озон становится частью про-
проблемы— все более острой в последние годы — о загрязнении челове-
человеком окружающей среды.
С другой стороны, в глобальном масштабе тропосфера является
областью разрушения, «стока» озона. Поскольку по уже цитировав-
цитировавшейся нами оценке Брюэра в стратосфере северного полушария
образуется в среднем Q=4« 1029 молекул озона в 1 с, примерно та-
такое же количество озона должно уходить в тропосферу и распа-
распадаться там. Это соответствует исчезновению около 1,6- 10й молекул
в 1 с в столбе воздуха сечением 1 см2.
Наблюдение обмена озоном между стратосферой и тропосферой
и переноса его внутри тропосферы говорит нам о некоторых участ-
участвующих в них еще мало известных нам динамических и других про-
процессах и даже об их интенсивности. Мы увидим ниже, что данные
об озоне позволяют по-новому осветить, например, вопросы о фор-
формировании или эволюции тропопаузы и т. п.
Как мы уже знаем, в тропосфере фотохимические процессы
происходят крайне медленно. В ней озон можно считать консер-
консервативной примесью, которая переносится вертикальными тече-
течениями тропосферы, почти не изменяясь фотохимическими фак-
факторами.
И параллельный годовой ход концентрации озона в тропосфере
и стратосфере, и наличие в них направленного вниз, к поверхности
Земли градиента концентрации озона подтверждают существование
направленного вниз потока Оз. Так, наблюдения А. С. Бритаева и
А. П. Кузнецова [34] установили прямую связь концентрации при-
приземного озона с рассчитанными нисходящими движениями воздуха
на уровнях 850 и 700 мб и с непосредственно наблюдаемыми верти-
вертикальными движениями воздуха.
160
§ 39. Общие сведения
о распределении озона в тропосфере
Вертикальное распределение (ВР) озона в тропосфере долгое
время почти не привлекало внимания исследователей. Метод обра-
обращения, так же как и оптические зонды, тут беспомощен, химические
озонозонды подвержены в тропосфере ошибкам, самолетные наблю-
наблюдения озона остаются все еще сравнительно редкими.
В табл. 32 указаны полученные по данным 150 хемолюминес-
центных зондирований в Боулдере средние годовые значения /?з, Рз
п /'л над этим пунктом в тропосфере до уровня 250 мб.
Таблица 32
Средние годовые значения р3, р3 и г3. Боулдер, 1963—1964 гг.
г м
2 060
3124
4 325
5 692
7 302
9 268
10 457
р мб
800
700
600
500
400
300
250
ръ нб
27,0
27,9
26,1
22,9
19,9
20,9
27,2
р> мкт/.м3
55,5
58,7
56,5
51,6
46,7
52,4
70,3
Г3 в 10-°
0,056
0,066
0,072
0,076
0,082
0,116
0,143
7° С
7,7
1,3
—7,1
—16,5
—27,2
—42,4
—49,5
drjdz cu~x
9,16-10-и
4,71
2,30
3,12
16,3
22,3
В средней тропосфере между уровнями 700 и 400 мб средний гра-
градиент <Эгз/йг = 3,62 • 10~14 см.
Заметим, что Боулдер находится на высоте 1,6 км над уровнем
моря, так что слой от поверхности Земли до 700 мб является для
него пограничным слоем атмосферы. В последнем рз и рз возрас-
возрастают немного с высотой, но выше пограничного слоя начинают бы-
быстро убывать до уровня 400 мб. Уровень 300 мб (около 9,3 км)
иногда находится в области тропопаузы, и с него начинается уже
возрастание рз вверх.
Отношение смеси, или концентрация озона, гз возрастает во всей
тропосфере вверх: в пограничном слое быстрее, выше медленнее и
в зоне тропопаузы снова быстрее. Положительный знак dr3/dz пока-
показывает, что в тропосфере средний турбулентный поток озона направ-
направлен вниз. Местный максимум рз и рз на уровне примерно 700 мб не
имеет никакого значения для этого переноса, поскольку тут
дгз/дг>0.
В табл. 33 помещена сводка результатов самолетных наблюде-
наблюдений А. С. Бритаева [28] в 1960—1961 гг. над равнинной местностью
И Зак. № 513
161

(девять подъемов над Москвой, 56° с. ш., три близ Ростова-на-Дону,
47° с. ш., два над Вязьмой, 55° с. ш.). Таблицу 33 мы дополнили
приближенными значениями г3, рассчитанными по сглаженным зна-
значениям р3.
Таблица 33
Среднее распределение озона над СССР. По данным
А. С. Бритаева
Высота
(км)
0—0,5
0,5—1,0
1,0—1,5
1,5-2,0
2,0—2 о
2,5—3,0
3,0—3,5
3,5—4,0
4,0—4,5
4,5—5,0
5,0—5,5
5,5—6,0
6,0—6,5
6,5—7,0
Число
измерении
9
11
23
46
8
5
6
8
7
14
10
5
5
3
Плотность озона о,
средняя
16,4
26,4
24,1
28,3
31,4
29,4
25,5
30,3
34,1
39,0
35,5
34,6
44,4
48,6
макси-
максимальная
21
70
38
46
56
35
34
85
85
70
19
48
56
57
мкт/м3)
мини-
минимальная
0
12
12
12
18
23
15
17
v0
18
18
19
35
42
Среднее
гг (в 10-")
0,0137
0,0201
0,0237
0,0271
0,0307
0,0310
0,0313
0,0363
0,0431
О,О4Ь7
0,0491
0,0549
0,0.570
0,0307
Как над Боулдером, так и над СССР г3 в среднем возрастает
вверх. Убыстрение возрастания /'з с приближением к тропопаузе
начинается в наших более северных широтах раньше, чем над Бо-
Боулдером,— с 6 км. Среднее дгз/dz в средней тропосфере C,25—
6,75 км) над СССР больше, чем над Боулдером, и достигает
14- Ю-14 см-1.
В нашей более ранней работе [130] указывалось, что погранич-
пограничный слой, в котором рост /'з вверх особенно силен (рз и рз убывают
с приближением к Земле), заметно толще в тропической зоне,
в Бальбоа A,8 км), чем в Бедфорде под 42° с. ш. A,0 км).
Как мы упоминали в главе VII, в тропосфере, по крайней мере
до уровня 400 мб, налицо простой годовой ход р3. Максимум наблю-
наблюдается летом, обычно в июле, минимум — зимой, в декабре или ян-
январе. Средние значения рз в слое до 400 мб в экстремальные месяцы
относятся как 1,56: 1 в Боулдере и 2: 1 в Тальвилле. Подъемы Бри-
Бритаева обнаружили еще несколько большую разницу B,3: 1) р3 над
СССР летом и зимой.
Величина drsldz в слое 700—400 мб не обнаруживает, по край-
крайней мере по наблюдениям в Боулдере, правильного годового хода.
В этом слое она в общем немного меньше в осенне-зимние месяцы
B,50-10~14 см в период с октября по январь) и больше в весенние
месяцы D,18-10~14 см с февраля по май). В этом дгз/dz следует
годовому ходу общего количества озона в атмосфере.
162
§ 40. Об обмене озоном
между стратосферой и тропосферой
Как известно, распределение аэрозолей, частиц облаков и водя-
водяного пара указывает, что эти субстанции в очень малой степени про-
проникают через тропопаузу вверх. Слой аэрозоля под тропопаузой, ко-
который легко отличить от слоя очень чистого воздуха стратосферы
над ним, обычно хорошо виден при подъеме на высотном самолете.
Он свидетельствует о том, что частицы аэрозоля почти не заносятся
в стратосферу снизу. Временами бывает видно, как вершины гро-
грозовых облаков пробивают тропопаузу, вынося в стратосферу воздух
нижних слоев, но именно такие необычные случаи прорывов подчер-
подчеркивают редкость интенсивных процессов воздухообмена. Тем не ме-
менее нам надо составить представление о процессах, могущих пере-
переносить в тропосферу озон вместе с воздухом стратосферы.
Еще в 1941 г. Регенер высказал мысль о турбулентном переносе
озона из стратосферы в тропосферу. В 1954 г. Раманатан напомнил
идею Бьеркнеса и Пальмеиа о том, что близ фронта, поверхность
которого поднимается с юго-запада к северо-востоку, существует
нисходящее движение в тропической субстратосфере и вместе с тем
полярный стратосферный воздух попадает в верхнюю тропосферу
с южной стороны фронта. Это нисходящее движение может перено-
переносить и озон. Раманатан заметил также, что интенсивный вертикаль-
вертикальный обмен воздухом может происходить и в области струйных те-
течений, например над Индией.
Несколько позднее, в 1960 г., Раманатан и Кулькарпи [331] вы-
высказали другое предположение, заключающееся в том. что озон
«входит» в тропосферу благодаря мелкомасштабной турбулентно-
турбулентности, создаваемой «срезом» (вертикальным градиентом) ветра близ
тропопаузы. Кроме того, возможность входа возникает в области
разрыва тропопаузы в субтропической зоне около 42° широты.
В это же время Брюэр выдвинул идею, что могут существовать
медленные и слабые неадиабатические вертикальные движения не-
непосредственно сквозь тропопаузу, как бы неадиабатическая диф-
диффузия.
Немного позднее, в 1963 г., Ньюэлл [297] указал, что, кроме ло-
локального обмена воздухом через разрыв тропопаузы и близ струй-
струйных течений, должен существовать более универсальный процесс —
перенос воздуха и озона вниз течениями вдоль слабо наклонных
изэнтропических поверхностей, пересекающих тропопаузу в баро-
клинных областях атмосферы.
Описание этого процесса, однако, следует уточнить. Если пред-
предполагаемое движение адиабатическое и изэнтропическое, то оно
должно с собой уносить и опускать тропопаузу, конечно, тогда,
когда оно охватывает достаточно обширные по горизонтали области
атмосферы. При этом, разумеется, «пересечь» тропопаузу частицы
не могут. Если же движутся лишь тонкие слои (между слоями не-
неподвижными) либо небольшие объемы воздуха, то такое движение
уже сходно с турбулентностью.
11"
163

Б случае же нисходящего неадиабатического движения
излучение может уносить избыток тепла из опускающегося воздуха
и восстанавливать тропопаузу на прежнем уровне. Сместившиеся
вниз частицы оказываются тогда ниже тропопаузы, как бы пересе-
пересекают ее, и воздух действительно течет через тропопаузу. Такое дви-
движение, однако, нельзя назвать иззнтропическим.
Таким образом, анализ гипотезы Ньюэлла снова приводит нас
к понятию неадиабатической диффузии по Брюэру, которая может
действовать во всех широтах. Для такой диффузии необходимо,
чтобы время радиационной релаксации атмосферы (восстанавли-
(восстанавливающей тропопаузу) было достаточно малым и позволяло сохра-
сохранить тропопаузу, так сказать, на месте, вопреки вертикальным дви-
движениям воздуха.
В последние годы вопрос об обмене воздухом между стратосфе-
стратосферой и тропосферой приобрел большую остроту, потому что таким
путем в тропосферу могут проникать продукты ядерных взрывов,
образующиеся на больших высотах. В этой связи в работе Даниэль-
сена [176] и в статье Пиажэ [318] в 1968 г. рассмотрен интересный
вариант гипотезы Ньюэлла—образование складок тропопаузы и
связанных с ними резких изгибов изэнтропических поверхностей.
Там, где такие складки образуются, изэнтропическое движение мо-
может «вести» воздух из стратосферы в тропосферу.
Мы видели выше, что существование озонопаузы — разрыва гра-
градиента дгз/dz или дрз/dz — одна из самых ярких и устойчивых черт
ВР озона во всех широтах и во всех синоптических положениях.
В § 37 мы уже имели возможность по подъему озонопаузы над тро-
тропопаузой судить о вероятном преобладании восходящих движений
близ тропопаузы тропической зоны, а по опусканию озонопаузы
в полярной области — о преобладании там нисходящих движений
воздуха.
Эти выводы говорят нам о возможности еще одной формы верти-
вертикального переноса озона — о медленных глобальных упорядоченных
вертикальных движениях в верхней тропосфере. Такие движения
должны составлять элемент циркуляции атмосферы самого боль-
большого масштаба.
§ 41. Распространение озона в тропосфере
Направленный вниз градиент dr3/dz в стратосфере и тропосфере
свидетельствует о направленном вниз диффузионном или турбу-
турбулентном потоке озона. Что же делается с этим потоком озона в тро-
тропосфере?
Можно представить два крайних случая: либо под тропопаузой
происходит сразу быстрое разрушение озона (например, каталити-
каталитическое разрушение частицами аэрозоля), либо озон, просочившийся
через тропопаузу, весь уносится вниз до Земли сильной в тропо-
тропосфере турбулентностью.
Рассмотрим некоторые теоретические соображения о турбулент-
турбулентном переносе озона, учитывая процесс диффузии, а также предпо-
предполагаемое разрушение озона в тропосфере.
Распределение озона в атмосфере при отсутствии адвекции опи-
описывается уравнением
fin д I cin \
где и = г3 — концентрация озона, D (г) — коэффициент диффузии,
зависящий от высоты г, Q — мощность стока, выраженная в г/ (г • с).!
У нижней границы, при 2 = 0, происходит, очевидно, энергичное
разрушение озона, и здесь в качестве краевого условия можно по-
положить, что
и=0, D1.2)
либо, как это предложил Алдас [139], считать, что тут скорость раз-
разрушения пропорциональна концентрации. Обозначив направленный
вниз поток озона через F, можно записать тогда, что при 2 = 0
где рв — плотность воздуха, а постоянная k выражается в г/(см2-с).
У верхней границы тропосферы, при г = Я, можно задать, что
D1.3)
D1.3')
процессов в страто-
либо задать значение потока
соответствующее условиям фотохимических
сфере, создающих там избыток озона.
Рассмотрим вначале стационарное распределение и (—т~ = 0 ).
Наиболее вероятным будет предположение, что в тропосфере
в целом D = D0, но что в нижней ее части, в пограничном слое тол-
толщиной Н', D сильно убывает с приближением к поверхности Земли,
например, как
D = D0-k'(H'-z). D1.4)
Вверху с приближением к тропопаузе (также своего рода
«стенке», ограничивающей вертикальные движения) D убывает на-
начиная с некоторого уровня Н" как
D = D0-k"(z-H"). D1.4')
1 Очевидно, для расчетов турбулентного переноса озона нужно знать именно
градиент концентрации — dr^jdz, а не градиент плотности — фз/дз. Как видно,
например, в табл. 32, градиент р3 выше пограничного слоя направлен вверх.
Если его подставить в уравнение D1.2), можно прийти, как это случалось с неко-
некоторыми недостаточно внимательными исследователями, к неправильному выводу
о направленном вверх в тропосфере потоке озона, об источнике озона на высоте
1—2 км и т. д.
164
165

При z = H величина D уменьшается до некоторой малой вели-
величины D = Dq — k" {Н — Я").
Соответствующее решение D1.1) для пограничного слоя будет
иметь вид при Q = 0
D1.5')
где u'Q—значение и при z = 0.
Аналогично для слоя под тропопаузой
к'(И-г)
i
1-
где &"— значение и при г = Я.
Использовав наблюдения, проведенные в Бедфорде B5 озонных
зондирований зимой 1962—63 г.), мы нашли, что распределение и
в слое толщиной 0,84 км под тропопаузой удовлетворяет довольно
хорошо распределению, получаемому из D1.5х) при мп= 167,4,[
а именно
0=167,4-75,4 In [l-r/?(//-z)], Di.5"}
где р = 11 км, а (Н — z) выражено в километрах.
Можно было бы проверить, правильно ли описывает формула
D1.5") распределение озона в слое под тропопаузой, если было бы
известно распределение коэффициента турбулентности в этом слое
из каких-либо независимых наблюдений.
При наличии стока Q^O в некотором слое под тропопаузой мы
должны для этого слоя решать уравнение D1.1). В стационарном
случае, при D = const и Q = const, получаем
i — и0-
Если исходить из наблюденных над Бедфордом значений г3 на
глубинах (Я — z)9 равных 0,335 и 0,675 км под тропопаузой, то
можно при Z) = 105 см2/с найти, что
Q=l,4 - 10~12 г озона на 1 г воздуха в 1 с.
Это есть, конечно, оценка лишь порядка величины Q.
Чтобы выяснить, разрушается ли озон под тропопаузой, важно
следующее соображение. Если часть озона уничтожается в слое
Н — #", то направленный вниз турбулентный поток озона ниже Нгг
должен быть меньше, чем поток, приходящий сверху из страто-
стратосферы, на величину
где р"— плотность воздуха на уровне Я". Решение вопроса о том,
происходит ли действительно разрушение озона под тропопаузой*
В этом параграфе гъ и и выражены в 10~9 г/г.
166
нужно искать поэтому в наблюдениях потока озона F в средней
тропосфере.
Для того чтобы получить представление о величине F9 мы вычис-
вычислили по небольшому числу подъемов озонозондов распределение
ръ и г3 в тропосфере над Таллахасси и Черчиллом (табл. 34).
Таблица 34
Средняя концентрация озона гъ на различных высотах (в 10~9 г/г)
Высота (км) 0,1 0,3 0,5 0,7 0,9 1,1 1,3 Г,5
Таллахасси (97 подъемов) 27,5 27,7 25,7 31,4 31,6 29,5 31,1 36,6
Черчилл D подъема) . . . 19.4 19,0 19,7 21,9 22,2 23,1 25,9 24,4
Высота (км) 1,7 1,9 3 4 5 6 7 8
Таллахасси (97 подъемов) — 39,4 40,6 46,3 46,6 46,9 50,9 62,0
Черчилл D подъема) ... 23,6 25,6 25,9 30,5 33,6 40,0 41,4 93,5
Согласно табл. 3.4, значение дг3/дг в слое между 3 и 7 км над
Таллахасси равно 2,6 • Ю~14 см, над Черчиллом 3,85 • 10~14 см.
Напомним, что над Бедфордом в слое между 3 и 7 км дгз10г =
= 3,62- 10~г± см~!. Эти значения дгз/дг9 полученные по озонозондо-
зым наблюдениям, удовлетворительно согласуются друг с другом.
Если исходить из приведенной выше оценки, основанной на рас-
расчете Брюэра, что в нижней тропосфере разрушается около 1,6Х
X 1011 молекул Ос па 1 см2 в 1 с, и приравнять к этой величине вы-
выражение для турбулентного потока озона FT в средней тропосфере:
/V=l,6 • 1011 молекул/(см2 • с)=1,23 • КГ11 г/(см2 • с),
то мы найдем при дгз/dz = 3,6 • 10~14 см-1, что на высоте 5 км, где
рв = 0,76 • 10~~3 г/см3, коэффициент турбулентной диффузии равен
?) = 4,5* 1(Р см2/с = 45 м2/с. Это большая величина.
Непосредственные наблюдения чаще дают в свободной атмо-
атмосфере меньшие значения D: 15—20 м2/с.
Такое противоречие можно было бы разрешить, полагая, что
примерно 2/3 поступающего из стратосферы озона разрушается под
тропопаузой и лишь 7з его уходит далее вниз. Это означает, что
у поверхности Земли должно разрушаться не 1,6-1011 молекул
Ьз/(см2«с), а всего 5-Ю10 молекул. Такой вывод, как мы увидим
ниже, согласуется и со старой оценкой Регенера D-10J0 молекул),
и с новой оценкой Гальбалли F* 1010 молекул), но расходится с рас-
расчетами Алдаса (см. ниже).
С другой стороны, если ближе к истине самолетные определения
дгз/dz, сделанные Бритаевым (см. табл. 33), то требуется более сла-
слабая турбулентность {D— 10 м2/с) для того, чтобы обеспечить наблю-
наблюдаемый перенос озона вниз. Такое значение Д несомненно, более
реально.
В нижней тропосфере градиент дгз/dz еще несколько увеличива-
увеличивается. В пограничном слое толщиной около 1—2 км этот градиент
167

достигает над Таллахасси 6,6- 10~14 см, над Бедфордом 10,8 и над
Черчиллом 3,6 тех же единиц. Такое увеличение градиента есть
следствие постепенного уменьшения коэффициента турбулентной
диффузии с приближением к земной поверхности, как в D1.4).
§ 42. Слоистая структура тропосферы
Тропосферный озон очень изменчив в пространстве. И озонные
зондирования и, гораздо яснее, самолетные подъемы обнаруживают
в атмосфере на различных высотах слои большого и малого содер-
Нм
7000
6000
5000
4 000
3 000
2000-
1 000 -
по горизонту
8-106 Sc
,DDD
А--А 2
.J
-40 -30 -20
-10
J I L
20 40 60 80
10
-30 -20 -10
0 Т°С
100
I
20 40 60 80 100 Г%
20
60
10
30
50 p^ мк$/м3
Рис. 49. Вертикальное распределение плотности озона р3, температуры Г
и относительной влажности / в тропосфере над Москвой 23 (а) и 24 ноября
I960 г. (б). По А. С. Бритаеву.
/ — подъем, 2— спуск.
жания озона, толстые и тонкие. Слой, наблюденный при подъеме
самолета, может ко времени спуска (через 0,5—1 час, например)
исчезнуть или смениться другим.
Рассматривая заимствованный у Бритаева рис. 49, можно ви-
видеть, что плотность озона р3 обычно уменьшается в облачных слоях
так, как будто в них происходит разрушение озона (например,
в слое St на рис. 49 б). Величина рз, наоборот, растет в инверсиях
как над облаками, так и вне их, где воздух сух. Бритаев говорил
даже об «озонных облаках», расположенных над обычными обла-
облаками. Так, в частности, на рис. 49 б заметен рост рз над слоем St
168
Слои, богатые и бедные озоном, появляются нередко и в отсут-
отсутствие облаков (рис. 49 а). Увеличение рз иногда в 2 раза и более
обычно отмечается на высоте 1—2 км над основанием инверсии
(рис. 49 а, слой 4—5 км), как будто текущий вниз озон тут останав-
останавливается и накопляется над «запирающим слоем» атмосферы.
Ночью расслоение озона выражено особенно сильно.
Огромный интерес представляют появляющиеся иногда неболь-
небольшие, но хорошо заметные местные максимумы рз несколько ниже
тропопаузы (рис. 50 а). Для их объяснения можно предложить про-
простейшую модель проникновения кратковременно существующей
«волны» озона из стратосферы в тропосферу.
Пусть на верхней границе z = H на короткое время, от t = 0 до
t = ti, концентрация и повышается на величину и'о и затем, после
t = tu эта аномалия озона тут снова пропадает. Тогда распростра-
распространение добавочного озона вниз можно описать, если прибавить к ста-
стационарному решению вида D1.5х) еще полное решение уравнения
D1.1) с переменным и на верхней границе. Для t>U при D = const
и Q = 0 оно имеет вид
и=ио\Ф
H —
-Ф
Я — z
D2.1)
где Ф (х) есть функция ошибок:
Мы сделали расчет для D = 6,25 м2/с и для продолжительности ано-
аномалии /i = 4- 104 с—11 ч.
Мы видим (рис. 50 б, кривые 1 и 2), как «волна» медленно рас-
распространяется вниз под тропопаузу. Через 22 часа гребень «волны»
находится на 0,9 км ниже тропопаузы, через 44 часа —на 1,3 км
ниже. Волна эта довольно хорошо моделирует вторичные макси-
максимумы озона под тропопаузой, такие, как на рис. 50 а. Со временем
такая волна должна быстро затухнуть.
Увеличение D до 25 м2/с несколько ускоряет распространение
волны и уменьшает ее затухание (кривая 3 на рис. 50 б).
Очевидно, такая волна, однако, не может проникнуть глубоко
в тропосферу и вызвать заметные изменения озона у поверхности
Земли.
Рассмотрим далее, как будет распространяться «волна» озона
при наличии общего медленного нисходящего движения в атмо-
атмосфере, имеющего скорость w. Напишем уравнение конвективной
диффузии
J^L+w—^D — . D2.2)
При этом мы, как и ранее, положим, что на верхней границе, при
з = #, в течение отрезка времени 0 — U существовала аномалия
и'о, которая после момента h снова обратилась в нуль.
169

Рис. 50. Вертикальное распределение озона A) и темпера-
температуры B). Пример вторичного максимума рз под тропопаузой.
Форт-Коллинс, Колорадо, 27 марта 1963 г., Ят = 12,25 км (а).
Волна озона, распространяющаяся вниз в тропосферу благо-
благодаря турбулентности, D = 6,25 м2/с (б).
/ — через 22 часа, 2 — через 44 часа, 3 — через 44 часа при увеличенном
коэффициенте турбулентной диффузии, D=25 м2/с Величина г3 дана
в относительных единицах.
Волна озона, распространяющаяся в тропосферу при наличии
нисходящего движения (в),
I — ^=0,5 см/с через 7 сут, 2 — то же при сО=0.
Указаны высоты (км), отсчитываемые вниз от тропопаузы.
Не входя в подробности вычислений, укажем сразу нужное нам
решение D2.2):
"" *' D2.3)
27)
Ш
^-де для упрощенного краевого условия
при
H,
вия и =
мало отличающегося, впрочем, от поставленного выше усло-
имеем
I
H—z
¦2 Yd (t - -
2fDt
D2.4)
На рис. 50 в представлено рассчитанное по D2.3) и D2.4) рас-
распределение озона при ?>=6,25 м2/с и при наличии небольшого ни-
нисходящего движения со скоростью 0,5 см/с. Движение это мало
сказывается в первые сутки, но позднее постепенно вызывает суще-
существенное увеличение озона на довольно больших глубинах под тропо-
тропопаузой. Через / = 7 сут «волна» достигает глубины 5 км под тро-
тропопаузой. Самое главное, что при этом концентрация озона здесь
существенно больше по сравнению с той, которая была бы без вер-
вертикального движения.
Мы видим, что кратковременные колебания озона синоптических
масштабов времени, зародившиеся в стратосфере, могут проникать
довольно далеко в глубь тропосферы. Для этого нужно нисходящее
движение скоростью порядка 0,5 см/с. Оно может создавать озон-
iibie слои и облака, подобные тем, которые наблюдал Бритаев.
Корреляция приземного озона с вертикальными движениями
з тропосфере, замеченная А. П. Кузнецовым, В. А. Иозенасом и
А. С. Бритаевым [74], доказывает, что влияние последних может
распространяться иногда и до самой Земли.
Помимо притока озона из стратосферы, для его ВР в тропо-
тропосфере важно еще загрязнение атмосферы больших городов, разли-
различие подстилающих поверхностей, аэрозоли с различными химиче-
химическими и радиационными свойствами, облака, особенности турбу-
турбулентности— факторы, влияние которых на тропосферный озон еще
мало известно. Их исследование ведет нас, в частности, к наблюде-
наблюдению озона приземного слоя воздуха.
§ 43. Приземный озон
Озон приземного слоя составляет, очевидно, часть озона тропо-
тропосферы, и изучение их нельзя разделять. Несомненно, что физические
процессы, от которых зависит распределение озона в той или дру-
другой области атмосферы, весьма сходны. Но вместе с тем надо по-
помнить, что методы наблюдения приземного и тропосферного озона
171

совершенно разные, так же как и организация наблюдений, выбор
места для наблюдений, их повторность и пр. Эти различия методик
наложили свой отпечаток и на результаты наблюдений.
Приземные наблюдения обнаружили, например, такие быстрые
и резкие колебания озона, которые вряд ли когда-нибудь будут до-
доступны наблюдению в более высоких слоях атмосферы. В то же
время о характере географического распределения приземного
озона мы знаем мало, в особенности за пределами Европы.
Кроме малой систематичности в пространстве, наблюдения при-
приземного озона отягощены еще одним недостатком. Забор проб воз-
воздуха для его химического анализа в разных местах делался на са-
самых разнообразных высотах над поверхностью Земли. Так, напри-
например, наблюдения Ньюэлла [298] в Бостоне в 1964 г. проводились
частично на крыше 100-метрового небоскреба, а частично из окна
двухэтажного здания, в которое была выставлена труба для забора
воздуха. Автор тем не менее объединил результаты этих наблюде-
наблюдений. Поскольку у поверхности Земли происходит энергичное разру-
разрушение озона, очевидно, что концентрация озона должна в призем-
приземном слое воздуха существенно зависеть от высоты и такое объеди-
объединение неправомерно.
§ 44. Результаты наблюдений приземного озона
Современные наблюдения дали значительный, хотя и довольно
разнородный материал о приземном озоне. Для умеренных широт
очень ценны данные весьма тщательных наблюдений на небольшой
сети станций, организованных в ГДР Вармбтом и Тейхертом [421]
в 1952—1961 гг. Они применяли электрохимический метод Эмерта.
Выяснилось, что местные условия оказывают влияние даже на сра-
сравнительно малом по горизонтали расстоянии в области этой озоно-
метрической сети. На равнинной станции Линденберг среднее годо-
годовое значение р3 составило 21,2 мкг/м3, в Кальтен-Нордхэйме на
склонах Тюрингенского Леса на высоте 490 м уже 27,4 мкг/м3, на
вершине Броккен A142 м) 35,9 мкг/м3, на Фихтельберге A215 м)
36,0 мкг/м3. Мы видим, что даже на этих небольших высотах хо-
хорошо заметно возрастание рз вверх. Ему соответствует увеличение
среднего годового рз до 36 мкг/м3 (летом до 50) в Арозе (Швейца-
(Швейцария, 1860 м), до 59 мкг/м3 — величины, наблюдавшейся летом
1935 г., в Терсколе и до 90 мкг/м3 на склоне Эльбруса на высоте
4500 м. Еще раньше (в 1897 г.) Де-Тьерри зафиксировал на склоне
Монблана на высоте 3000 м р3, равное 94 мкг/м3. Рекордными, од-
однако, были зарегистрированные при помощи самописцев значения
рз = 2330 мкг/м3, отмеченное А. Васси на седловине Юнгфрау
C457 м) 1 июня 1958 г., и рз = 840 мкг/м3, наблюдавшееся Аттманш-
пахером в обсерватории Хоэнпейссенберг (ФРГ) 26 февраля 1971 г.
при сильном вторжении полярного воздуха.
Морские побережья отличаются немного повышенным содержа-
содержанием озона в воздухе.
172
На побережье Балтийского моря в Больтенхагене в среднем
рз = 27,5 мкг/м3, а в Арконе на о. Рюген даже 31,8 мкг/м3. Таким
образом, над морем воздух несколько богаче озоном, чем над су-
сушей, как об этом свидетельствовали цитированные выше наблюде-
наблюдения Престеля в Эмдене. Возможно, это обусловлено сравнительно
малым разрушением озона над поверхностью моря. По наблюде-
наблюдениям Е. В. Иосифовой [65], в Сочи летом р3 больше у берега моря
D7 мкг/м3 в солнечный день, 52 мкг/м3 в пасмурный) по сравнению
с площадкой в 2 км от берега (соответственно 39 и 46 мкг/м3).
С приближением к большому городу среднее количество озона
обычно уменьшается. Так, в Вансдорфе близ Дрездена р3 мало и
равно в среднем 9,7 мкг/м3. Замечательно, что в Париже в призем-
приземном воздухе с развитием промышленности количество озона про-
прогрессивно убывает. Оно уменьшилось с 22,7 мкг/м3 в 1954 г. до
3,1 мкг/м3 в 1963 г. Однако уже на уровне Эйфелевой башни C00 м)
убывание малозаметно. В Вене, по данным Штейнхаузера [372], ко-
количество озона слегка пониженно (р3 в среднем равно 21 мкг/м3).
Исключительно велико количество озона в воздухе Лос-Анджелеса.
По наблюдениям Бартеля и Темпля [147], в 1949—1950 гг. там
средний «озонный эквивалент» достигал 450 мкг/м3, возрастая до
750 в июле и уменьшаясь до 227 в декабре. Иногда рз превышает
здесь 1000 мкг/м3. Это, конечно, колоссальные цифры по сравнению,
например, со значениями р3 = 47~57 мкг/м3 в парке Детройта.
Правда, в «озонный эквивалент» входят также некоторые другие
окисляющие вещества, и поэтому приведенные здесь значения р3
в Лос-Анджелесе могут быть несколько завышены.
С городским загрязнением связано еще одно замечательное на-
наблюдение, о котором сообщил Леа [274]. Оно было сделано при за-
запусках озонозондов в Пойнт-Мугу в 75 км к западо-северо-западу
от центра Лос-Анджелеса. В 9 часов утра 7 октября 1965 г. в до-
довольно тонком слое на уровне 950 мб (около 550 м над уровнем
моря) наблюдалось огромное количество озона. Значение рз тут
достигло 302 нб (рз = 600 мкг/м3), как в очень высоких максимумах
озона в арктическом воздухе. Слой располагался непосредственно
над основанием инверсии температуры, типичной для этого при-
прибрежного района, омываемого холодным морским течением. Воз-
Возможно, озон был вынесен из городской области Лос-Анджелеса по-
потоком воздуха, похожим на антибриз.
Вероятно, в зависимости от рода химического загрязнения воз-
воздуха тех или иных городов в нем иногда может образовываться
большое количество озона.
В воздухе субтропических стран, по-видимому, озона меньше,
чем в воздухе умеренных широт. Во всяком случае, Регенер на Ма-
унт-Капилло B860 м, США) определил рз = 45 мкг/м3, а на Мауна-
Лоа на Гавайских островах C398 м, 20° с. ш.) —всего 50 мкг/м3. То
и другое значения рз, конечно, малы для таких больших высот.
Подробные наблюдения за приземным озоном в тропиках как
над океаном, так и особенно в пустынных районах представляли бы
очень большой интерес для науки.
173

В полярных областях количество озона в приземном воздухе
велико. Еще во время II Международного полярного года A932—
1933 гг.) Довилье во французской арктической экспедиции в Скорс-
бисунне наблюдал с начала полярной ночи (с 1 декабря) быстрое
увеличение рз. В последнюю неделю декабря оно ускорилось до
0,8 мкг/м3 в час (!), и к 31 декабря р3 возросло до огромной вели-
величины— 570 мкг/м3. В самом начале января снежные бури «унесли»,
по выражению автора, почти весь озон и уменьшили его среднюю
плотность до 50 мкг/м3 (рис. 51).
Инсоляция
MJ '
d3m2/ioomj ; \
5^?
25
10
5
0
м/с
15 1 15 1 15 1 15 1 15 1 15 1 15 1 IS 1 15 1 15
XI А// / // /// IV V VI VII VIII
Рис. 51. Ход плотности приземного озона р3 в Скорсбисунне, Гренландия
зима 1932-33 г. По Довилье.
Довилье полагал, что много озона образуется в области поляр-
полярных сияний на высоте более 100 км и оттуда озон распространяется
до поверхности Земли.
На Аляске в Колледже F5° с. ш.) Уилсон наблюдал р3, в сред-
среднем равное 98 мкг/м3, но в отдельных случаях возраставшее до
750 мкг/м3. В Антарктике в Мирном в среднем рз = 37 мкг/м3,
а в Литл-Америке G8° ю. ш.) р3 = 45 мкг/м3. Увеличение р3 в поляр-
полярных областях можно объяснить либо малым разрушением озона
над снежным покровом, либо усиленным притоком его сверху,
из стратосферы.
Годовой ход приземного озона довольно прост, максимум коли-
количества озона наблюдается обычно в начале лета. Как видно на
174
рис. 52, в Москве максимум отмечается в июле в Валь-Ж\'айе
(Франция) —в июне, на станциях ГДР —в мае или июне, в Арозе-
в мае. Б Сочи больше всего озона в апреле—мае. Максимум этот
таким образом, запаздывает на 2—3 месяца по отношению к мак-
максимуму общего количества озона —к максимуму его содержания
в стратосфере. По наблюдениям в Арозе, кстати говоря, такое за-
запаздывание характерно не только для приземного озона но и дчя
озона всей тропосферы.
В Фэрбенксе (Аляска) годовой ход приземного озона очень ре-
резок: рл повышается там от 34 мкг/м3 в августе до 213 мкг/м3 в ап-
Рис. 52. Годозой ход плотности приземного озона р3 в различных точ-
точках земного шара.
1- Москва, 2-Дюмон-д'Юрвиль, 3 - Валь-Жуайе, 4 - Ароза, 5 - Фэрбенкс
ь — Лос-Анджелес. Ординаты для Фэрбенкса и Лос-Анджелеса уменьшены в 10 раз!
реле [425]. Годовой ход в Скорсбисунне (см. выше), где Довилье
наолюдал максимум р3 в декабре, а минимум весной, нигде не имеет
аналогий.
В Антарктике, по наблюдениям английской экспедиции Между-
Международного геофизического года, главный максимум р3 приходится
на весну (октябрь), вторичный —на осень (апрель—май). Какой-
либо простой связи или простого запаздывания по отношению к об-
общему количеству озона здесь нет [282].
Вопрос о запаздывании годового хода озона тропосферы ко-
количественно рассмотрен в § 45.
175

Наблюдения в ГДР, Франции и т. д. показали, что изменчивость
приземного озона очень велика. Так, например, плотность озона до-
достигала на Броккене в отдельных случаях 120 мкг/м3, а в обсерва-
обсерватории на седловине Юнгфрау 1 июня 1958 г. р3 увеличивалось до
2330 мкг/м3. Этот рекордный «пик» озона был, однако, весьма крат-
кратковременным [388].
1-10
О 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 ч
3VIII 4 5 6 7 8 9 VW
Рис. 53. Примеры резких колебаний концен
а — Валь-Жуайе, 3—9 августа 1959 г.; б — Дюмон-д'Юрвиль, Земля
В тех случаях, когда удается организовать наблюдения за при-
приземным озоном с малоинерционным прибором, часто обнаружива-
обнаруживаются сильные его колебания не только в горах, но и на равнинных
станциях. Такие колебания типичны как для континентальной стан-
станции, например Валь-Жуайе, так и для приморской, например база
Дюмон-д'Юрвиль в Антарктике (рис. 53). Они наводят на мысль
о существовании местных, очень быстро протекающих явлений, мо-
могущих изменять количество озона в нижней атмосфере.
Некоторые указания на такие явления дает анализ суточного
хода приземного озона. Почти везде плотность озона мала ночью и
нарастает лишь после восхода Солнца. Мы уже приводили в главе V
на рис. 30 пример суточного хода приземного озона. Последний до-
0 12 0
и у и
12
15
12
16
12
17
12
18
12
19
0 12 0ч
20 VII
О 12 0 ч
/4 XII
трации приземного озона (в 10~8 по объему).
Адели, 14—20 июля 1958 г. (зима); в — там же, 8—14 декабря 1958 г. (лето).
стигает максимума около полудня или даже немного ранее. Затем
начинается убывание рз, продолжающееся до захода Солнца. Такой
ход типичен для теплого полугодия. Он выражен на континенталь-
континентальных станциях сильнее, чем на приморских (в Сочи вообще нет днев-
дневного максимума озона), и невелик в горах. Зимой суточный ход
озона небольшой.
По Вармбту [421], главная причина суточного хода приземного
озона — изменения вертикального переноса, т. е. притока озона
176
12 Зак. N° 513
177

сверху. Однако наступление максимума озона около полудня про-
противоречит этому объяснению. Развитие турбулентности и ход явле-
явлений переноса всегда должны запаздывать по отношению к полудню.
Возможно, что в приземном слое атмосферы ощущается непо-
непосредственное влияние солнечной радиации на озон. Так, например,
Риппертон, изучавший суточный ход озона в Чепел-Хилле (США)
[353], выдвинул гипотезу о некоторых «предшественниках» озона,
содержащихся в приземном воздухе и образующих озон под дейст-
действием ультрафиолетовой солнечной радиации. Он даже поставил
опыты с искусственным облучением образцов воздуха ртутной лам-
лампой. В 25 опытах из 29 наблюдалось непосредственное быстрое
образование озона в атмосферном воздухе. Упомянутые выше быст-
быстрые колебания рз этот автор связал с прохождением отдельных об-
облаков, затеняющих Солнце. Если он прав, то очевидно, что такой
спонтанный озон приземного слоя разрушается так же быстро, как
и образуется.
Идея о предшественниках озона, несомненно, заслуживает
большого внимания.
С другой стороны, колебания приземного озона, вероятно, зави-
зависят и от динамических процессов среднего масштаба в нижней тро-
тропосфере. Бритаев сравнил изменения рз в Долгопрудном (близ Мо-
Москвы) с рассчитанными по известным в синоптической метеороло-
метеорологии методам скоростями вертикальных движений на уровнях 700 и
850 мб (около 3 и 1,5 км). Во многих случаях нисходящие движе-
движения на этих высотах нижней тропосферы сопровождались увеличе-
увеличением количества приземного озона. Прохождение холодного фронта
в 60% случаев тоже вызывало рост рз (Келли наблюдал то же са-
самое на Аляске), тогда как ясной связи с теплым фронтом не обна-
обнаруживалось. Гроза 25 июли 1961 г. вызвала заметное увеличение
рз, примерно с 22 до 40 мкг/м3.
Перль обнаружила ряд случаев, когда фён в Арозе создавал рез-
резкие повышения количества приземного озона в среднем на 45% по
сравнению с нормальной средней месячной величиной. В отдельных
случаях, как это было 5 ноября !957 г., повышение достигло 139%
[316]. Как известно, фён всегда очень порывист; этому его свой-
свойству соответствует также большая изменчивость озона в дни
с феном.
Резкое увеличение количества озона — до 90 мкг/м3-— наблюда-
наблюдалось в Арозе перед грозой, а также в дни с повышенной прозрач-
прозрачностью воздуха.
Несомненно, параллельно существует связь приземного и стра-
стратосферного озона. На нее указывают и довольно большие отрица-
отрицательные коэффициенты корреляции между рз и высотой тропопаузы
(порядка —0,49, —0,52), найденные А. С. Бритаевым и др. Посред-
Посредствующим звеном в этом случае может быть турбулентное переме-
перемешивание и особенно упорядоченные вертикальные движения в тро-
тропосфере.
Рассмотрим теперь профиль озона в приземном слое. Исследо-
Исследование вертикального профиля озона в приземном слое должно по-
178
мочь понять механизм того стока озона, который имеется на зем-
земной поверхности.
Многочисленные наблюдения озона в приземном слое на высо-
высотах 0,4; 1,6; 6,25 и 12,5 м провел Регенер в О'Нейле (США) летом
1953 г. Градиент дрз/дг — уменьшение рз вниз к земной поверхно-
поверхности— был мал и менялся неправильным образом в дневные часы.1
В ночные часы при большой устойчивости атмосферы он был больше
и менялся более правильно. Именно в это время удавалось наблю-
наблюдать классическое для теории приземного слоя увеличение гради-
градиента озона с приближением к земной поверхности, зависящее от
уменьшения коэффициента турбулентной диффузии D [рис. 54 и со-
соответствующее выражение D1.5)].
4,5 pj,/0 Jсм/км
Рис. 54. Вертикальное распределение озона в приземном слое. О'Нейл, Не-
Небраска, вечер и ночь 23—24 августа 1953 г. (с 16 ч 30 мин до 2 ч 30 мин
поясного времени). По Регенеру.
В нескольких случаях Регенеру удавалось наблюдать и быстрые
кратковременные «скачки» озона в самой нижней части приземного
слоя @,4 м). Наоборот, по наблюдениям А. Васси в Валь-Жуайе,
колебания на высоте 1,5 м «заглушены» близостью земной позерх-
ности.
Позднее, в 1966—1968 гг., Регенер наблюдал профиль озона но-
ночью с помощью 16-метровой башни в открытой степи в штате Нью-
Мексико. Прибор типа хемолюминесцентного зонда поднимался
постепенно от земной поверхности до 16 м, регистрируя через каж-
каждые 15 см высоты плотность озона, температуру и ветер. По этим
данным можно было параллельно вычислить D и поток озона F
в приземном слое. Примеры профилей, опубликованные в [348], по-
показывают, что иногда может существовать тонкая стратификация
озона, связанная с приземными инверсиями температуры толщиной
4—5 м или со структурой ветра.
1 В пределах приземного слоя можно считать плотность воздуха рв посто-
постоянной, и поэтому градиенты Гз там пропорциональны градиентам рз.
12*
179

Регенер не опубликовал каких-либо сводных таблиц и т. п., но
сделал основной вывод из этих профилей: ночью профили озона и
температуры аналогичны и потоки тепла и озона пропорциональны
друг другу. Это значит, что основной сток озона, как и сток тепла,
ночью имеет место непосредственно близ поверхности Земли.
Днем градиент дрз/dz мал, его трудно наблюдать и он меняется
под действием случайных причин. О том же говорят и наблюдения
Уилсона, сравнивавшего в июне 1950 г. в Фэрбенксе значения рз на
уровнях 1 и 76 м над земной поверхностью и не обнаружившего
большой разницы в величинах р.^
§ 45. О годовом ходе приземного озона
Рассмотрим теоретически несколько более подробно меняю-
меняющийся в течение года перенос озона турбулентной диффузией, на-
направленный от тропопаузы вниз. При этом мы пренебрежем пока
адвекцией озона. Уравнение диффузии D1.1) при D == const и Q = 0
запишется в виде
да
dt
D5.1)
где u = r3. Мы должны найти его решение, описывающее годовые
колебания и удовлетворяющее подходящим краевым условиям. Так,
например, можно задать на тропопаузе (у которой мы поместим
начало координат z = 0) определенный годовой ход озона
11 11 \ Q Г*Г\С / ч/ (Л ^ О\
U = tlQ~f- о COS со?. (ЧгО.Z)
Далее, в соответствии с D1.2") можно считать, что у поверхности
Земли при г = Н притекающий сюда озон разрушается со скоростью,
пропорциональной наблюдающейся здесь концентрации озона. При
этом для 2 = #
=0, D5.2')
где q— константа разрушения, имеющая размерность скорости.
При потоке озона вниз, равном F = 1,23» 10~и г/(см2-с) (см. § 41),
и рз, равном у Земли 30 мкг/м3, константа ^ = 0,41 см/с. Эта вели-
величина, очевидно, соответствует глобальному среднему потоку озона.
В областях, где, например, среднее значение рз у Земли больше
30 мкг/м3 (как в Арктике), можно предполагать, что константа раз-
разрушения q меньше.
Не входя в подробности довольно громоздких вычислений, ука-
укажем лишь, что решение D5.1), удовлетворяющее краевым усло-
условиям D5.2) и D5.2'), для уровня поверхности Земли имеет вид
D5.3)
\
где амплитуда (полуразмах) колебаний А равна
л ___ 2ВРр
причем
D5.4)
D5.4')
фаза я|э, описывающая запаздывание колебаний по отношению
к ходу озона близ тропопаузы, равна
ch pH sin pH — sh pH cos рН -\ — sh pH sin pH
ch pH sin pH -{- sh pH cos pH -\ — ch pH cos pH
D5.4")
В табл. 35 приведены значения я|э в угловой мере для различных
значений D, начиная с большого для тропосферы значения D =
= 5- 105 см2/с и кончая ?> = 5- 104 см2/с, и для q = 0,425-^0,100 см/с.
Заметим, что величине, например, ф = 30° соответствует запаздыва-
запаздывание приблизительно в 1 мес.
Таблица 35
D
см2
5-
2.
5-
2,5-
Запаздывание
105
105
104
104
0
5е
13
40
425
45
04
41
—
г|; и относительная амплитуда А/В
атмосферного
0,30
6е
14
42
73
09'
09
45
05
озона в
0,10
8° 57
18 44
49 45
80 02
функции D
q СМ/С
0,423
0,408
0,222
0,0658
—
годовых колебаний
и q
0
0
0
0,30
А/В
,460
,277
,0880
—
0
0
0
[
0,10
,591
,452
,185
—
Мы видим, что запаздывание незначительно при большом коэф-
коэффициенте турбулентности D и с его уменьшением быстро растет.
При малом D запаздывание очень чувствительно к изменениям q.
Малая скорость разрушения озона, существующая, например, над
морем, должна вызывать большое запаздывание я|з.
В табл. 44 приведена также относительная амплитуда (полу-
(полуразмах) колебаний А/В у поверхности Земли.
Теоретические значения относительной амплитуды А/В быстро
убывают с уменьшением D: при малой турбулентности годовые ко-
колебания озона близ земной поверхности должны быть незначи-
незначительны. При малых D величина А/В тоже очень чувствительна к из-
изменениям q — скорости разрушения озона. Быстрое разрушение, как
это физически ясно, ослабляет колебания и.
181

В табл. 36 указаны годовой ход и амплитуда колебаний общего
количества озона X и гз = и над Тальвиллем на уровнях 900 мб
(в пограничном слое), 200 мб (близ тропопаузы) и для сравнения
на уровне 50 мб, в слое максимума озона.
Таблица 36
Годовой ход отношения смеси (концентрации) озона гъ (в 10~9)
над Тальвиллем (Швейцария) в 1967—1968 гг. на уровнях 900, 200 и 50 мб.
а также ход общего количества озона X (в 10~3 см) [202]
900
200
50
X
24,0 3
369
584
354
2,0
497
612
369
ш
41,6
548
537
376
IV
50, v
627 i
571
371 !
59,0
526
472
348
VI
69,6
513
482
352
VII
66.3
415
450
330
VIII
60,2
252
409
311
IX
47,6
238
401
302
49.9
91
401
27$
XI
23,5
216
407
289
XII
22,2
ш"
465
314
Год
45.5
386
487
333
23,7
268
102
49
Годовые амплитуды А уменьшаются с 268- 10~9 у тропопаузы до
7109 Л/? 0088 20 б
23,7-10~9 внизу, т. е. Л/Б = 0,088. Максимум г3 на уровне 200 мб
приходится на апрель, внизу — на июнь, так что г|)~60°. Дополни-
Дополнительный расчет, не отраженный в табл. 35, показывает, что эти зна-
значения г); и А/В соответствуют д~0,20 см/с и D — 4 • 104 см2/с.
Далее, согласно табл. 36, среднее за год значение и у поверхно-
поверхности Земли, соответствующее последнему члену правой части D5.3),
составляет примерно 0,12а0. При q = 0,20 это дает D^2,2- 104 см2/с,
т. е. величину, еще несколько меньшую, чем D, оцененное по А/В.
Таким образом, периодические колебания озона распространя-
распространяются в тропосфере вниз и затухают так, как будто турбулентность
в ней довольно слаба.
Эти выводы намеченной здесь упрощенной теории следует более
подробно сопоставить с данными наблюдений, проведенных в тропо-
тропосфере в различных местах Земли с помощью самолетов и озоно-
зондов.
§ 46. Величина стока у поверхности Земли
Турбулентный поток озона вниз F должен быть равен в среднем
скорости разрушения озона у поверхности Земли. Эту скорость
можно полагать пропорциональной плотности озона рз@) при
г = 0, т. е.
D
dz
dz
Умножая последнее выражение на 1,255-1010 (если рз выражено,
как обычно, в мкг/м3), можно вычислить F как число молекул
озона, распадающихся на 1 см2 поверхности Земли в 1 с.
Константа q, как мы видели, имеет размерность скорости. О ве-
величине ее мы скажем подробнее ниже.
Регенер и Алдас провели ряд опытов по независимому опреде-
определению величины q [345, 347]. Они брали ящик без дна из натянутой
на раму тонкой майларовой пленки (пассивной по отношению
к озону и практически не адсорбирующей его), ставили этот ящик
на ту или иную почву, на поверхность воды и пр. В ящик вводилось
определенное количество озона. Убывание рз по мере разрушения
озона при его контакте с поверхностью Земли регистрировалось не-
непрерывно. Так удалось определить q над сухой почвой на Юго-За-
Юго-Западе США, покрытой редкой травой, над влажной почвой, над прес-
пресной и морской водой, снегом и т. д. На рис. 55 приведены резуль-
результаты этой серии опытов вместе с данными Гальбалли [219],
Австралия, и Келли [256], Аляска, полученными путем непосредст-
непосредственного расчета турбулентного потока озона. Укажем здесь, что на
F
10-
Рис. 55. Величины потока озона F, направ-
направленного к поверхности Земли [в 1011 моле-
молекул/(см2» с)], над различными поверхно-
поверхностями.
/ — кусты можжевельника, 2 — тундра (Аляска),
3 — песок или сухая трава (Нью-Мексико), 4 —
трава (Австралия), 5 — трава (Небраска), 6 —
снег (Нью-Мексико), 7 — вода (пресная), 8 — мор-
морская вода D0° с. ш.), 9 — морская во ia в тропи-
тропических (верхний край полосы) и умеренных (ниж-
(нижний край) широтах, /0 — дистиллированная вода,
//—чистый майлар.
0,1-
0,01-
10
11
182
диаграмме значению потока 1-1011 молекул/(см2* с) соответствует
значение q = 0,2 и т. д.
Далее Алдас попытался оценить общее количество озона, раз-
разрушающегося вблизи земной поверхности в различных широтных
поясах (табл. 37). Он принял для этого приближенно, что q ==
= 0.60 см/с над сушей, 0,04 см/с над океаном и 0,02 см/с над сне-
снегом. Наибольшую неопределенность вносит недостаточное знание q
для областей тропической растительности. Мы, в частности, можем
напомнить наблюдения Е. В. Иосифовой, заметившей, что пихтовые
посадки в районе Сочи заметно уменьшают рз по сравнению с вели-
величиной, наблюдающейся над берегом моря. Поэтому в двух послед-
последних строках таблицы приведены значения, вычисленные в предпо-
предположении, что расположенные в тропиках части континентов разру-
разрушают озон так же, как остальные их части (А), и в предположе-
предположении, что в тропиках q в 5 раз больше, чем вне их (В).
В случае В глобальная скорость разрушения озона — 8,6Х
X 1029 молекул в 1 с — близка к величине образования озона в стра-
стратосфере, вычисленной Брюэром и Уилсоном (см. § 28).
183

Таблица 37
Расчет разрушения озона близ поверхности Земли. По Алдасу
Океан (% от поверхно-
поверхности Земли)
Суша (% от поверхно-
поверхности Земли)
Плотность озона рз у
поверхности (мкг/м3)
Поток F над океаном
'[вЮ10 молекул/(см2-с)]
То же над сушей
Сток над водой (в 10?э
молекул/с)
То же над сушей:
А
В
Широта (°)
90—GO 60-30 30-15 15-0
4
3
45
2,3
1,1
0,05
0,02
0,02
17
1
50
2,5
37,5
0,22
0,19
0,19
9
3
35
1,8
26,2
0,08
0,40
0,40
10
3
35
1,8
26,2
0,09
0,40
2,0
северная
10
3
35
1,8
26,2
0,09
0,40
2,0
4
45
2,3
33,8
0,09
0,69
0,69
9
9
55
2,8
41,2
0,13
1,89
1,89
3
4
40
2,0
30,0
0,03
0,61
0,61
Примечание. Общий сток в случае А равен 5,4 • 1029 молекул/с, в слу-
случае В — 8,6 • 1029 молекул/с.
Как видно из табл. 37, разрушение незначительно в южной по-
полярной и умеренной зонах, велико везде в тропической зоне и в уме-
умеренной северной зоне. Избыток озона, производимый в тропической
стратосфере, очевидно, в конечном счете должен попадать снова
в тропический пояс уже в нижних слоях атмосферы, совершив цир-
циркуляцию через разрыв тропопаузы или через полярные области
атмосферы, где преобладает нисходящее движение воздуха.
Эти расчеты следует считать, однако, весьма приближенными:
оценки, сделанные другими авторами, приводили к меньшим вели-
величинам потока F и меньшей величине разрушения озона у поверх-
поверхности Земли. Недавно Гальбалли при наблюдениях в Австралии
получил для полупустыни довольно высокое значение q = \,\ см/с,
но оно, очевидно, относится лишь к малой части земной поверхно-
поверхности. В опубликованных в 1970 г. расчетах Фабиана и Юнге [436]
учтено, что у поверхности Земли, при 2 = 0, плотность рз должна
быть заметно меньше, чем на высоте г*, где обычно производятся
наблюдения приземного озона, так что
Рз@)
1.
В результате, по Фабиану и Юнге, глобальное разрушение озона
у поверхности Земли равно всего A,8-ьЗ,0) • 1029 молекул/год. Если
при этом верно значение глобальной продукции озона в страто-
стратосфере, равное 8-1029 молекул/год, то нужно считать, что более по-
половины этого количества разрушается не у Земли, а в верхней тро-
тропосфере, на что, по-видимому, указывают и вертикальные профили
рз вблизи озонопаузы.
Рассматривая выше значения F над различными поверхностями,
мы не говорили о механизме этого разрушения, химического, ката-
каталитического или какого-либо другого. О нем мы пока почти ничего
не знаем.
§ 47. Образование озона в приземном слое.
Электрические разряды
Характерный запах озона, возникающий при сильных электри-
электрических разрядах как в лаборатории, так и в природе, известен уже
два века. Весьма давно такой разряд начали использовать в лабо-
лаборатории и в технике для получения больших количеств озона, на-
например, для очистки водопроводной воды. Роль же его атмосфер-
атмосферного прототипа — тихого разряда или молнии — для образования
озона оставалась долгое время в тени.
Еще в 1945 г. Добсон указал, что во время грозы общее количе-
количество озона может увеличиваться в 2 раза. Это замечание, однако,
касалось скорее роли грозового холодного фронта, близ которого
нисходящее движение заметно увеличивает общее количество
озона.
В 1949 г. Дюфэй, наблюдая спектр нескольких разрядов мол-
молнии, обнаружил в нем полосы поглощения Геггинса (около 3200—
3250 А). Он вычислил по ним количество озона в атмосфере на пути
между разрядами и наблюдателями, которое оказалось равным
0,3 см. Даже если предположить, что расстояние до молний было
10 км, плотность озона в тропосфере в этот момент была в 15 раз
больше средней.
В 1954 г. А. Васси заметила, что плотность приземного озона при
грозе может возрастать в 10 раз. Самым интересным в ее наблю-
наблюдениях было следующее: начало нарастания плотности озона опе-
опережало на 3—41/г часа первые грозовые разряды [384]. Очевидно,
озон образовывался главным образом тихим (коронным) разрядом.
Саланаве в 1962 г. получил с помощью бесщелевого спектро-
спектрографа спектр разряда молнии, произошедшего всего на расстоянии
0,85 км. Обработка этого спектра, сделанная Орвиллем [305], ука-
указала на значительное поглощение в области спектра 2812—2852 А,
соответствующее количеству озона 0,011—0,050 см. Было не выяс-
выяснено, образовалось ли это довольно большое количество озона близ
самой молнии либо при коронном разряде во всем нижнем слое
тропосферы.
Тогда же Кренинг и Ней [265] смело высказали гипотезу, что
молнии образуют в атмосфере Земли в общем столько же озона,
сколько и ультрафиолетовая радиация Солнца. Умножив предпола-
предполагаемое число молний A00 в 1 с) на приближенную энергию каждой
из них B-Ю17 эрг) и на гипотетическую величину выхода озона
@,03), они получили число образующихся молекул озона, близкое
184
18S

к оценкам Брюэра и Уилсона для стратосферы. Ясно, однако, что
этот озон в тропосфере должен очень быстро уничтожаться, для
того чтобы его концентрация там была мала (близка к наблюдае-
наблюдаемой) и не создавала бы длительных местных увеличений плотности
озона, например в тропических странах или летом в странах уме-
умеренной зоны.
Позднее в Валь-Жуайе Папэ-Лепин и Васси организовали па-
параллельную регистрацию озона, грозовых разрядов и медленных
слабых возмущений электрического поля нижней атмосферы [313].
Они нашли, между прочим, что в течение 3 часов перед грозой в при-
приземном слое образуется в среднем 3» 10~ь мг озона в 1 с в 1 л воз-
воздуха. Создающий его тихий разряд происходит у верхушек де-
деревьев, кустов и даже былинок травы. Разряд начинается, когда
поле достигает 8—9 В/см. Ток разряда пропорционален квадрату
силы поля, которое при грозе может достигнуть 200 В/см. При ти-
тихом разряде свободные электроны уносят значительную часть энер-
энергии разряда и могут вызывать различные атомные и молекулярные
реакции в воздухе. К ним в случае молнии прибавляется эффект
фотонов ультрафиолетовой части ее спектра.
Коротковолновое излучение разряда с Я,«2500 А может создать
возбужденные молекулы кислорода в состоянии ОгC2]*)> которое
реагирует далее согласно
ккал,
после чего может также произойти реакция
D7.1)
D7.2)
Такого рода фотохимический синтез озона в газе под высоким дав-
давлением применяется в технике.
В разряде электроны могут диссоциировать молекулы кисло-
кислорода
4-О2 + е=*+О D7.3)
с затратой 59 ккал/моль. После D7.3) реакция D7.2) ведет к обра-
образованию озона. Для D7.3) нужны, однако, электроны с довольно
высокой пороговой энергией 5,09 эВ. При более низкой энергии
3,6—5,09 эВ может происходить диссоциативное прилипание
D7.4)
— 83 ккал,
за чем может следовать либо D7.2), либо реакция
— 10 ккал,
D7.5)
которая может быть довольно быстрой при 25° С. Ей может сопут-
сопутствовать процесс
Возможны и реакции образования озона, не использующие
атомы О, например
—60 ккал,
D7.7)
для которой пороговая энергия электронов равна 2,6 эВ. За D7.7)
может опять-таки следовать D7.5) или D7.6), и расход энергии на
образование озона может снизиться при этом до 30 ккал/моль.
Электроны и ионы О~ могут быть также разрушителями озон-
озонной молекулы при реакциях
о- О/-]- 82 ккал
OL>+Cr+10 ккал,
D7.8)
D7.9)
не требующих энергии активации и поэтому очень быстрых.
Если предположить, что при грозовом разряде выделяется
2- 1016 эрг, то этой энергии было бы достаточно для того, чтобы при
затратах энергии в 59 или 30 ккал/моль произвести 0,4—0,7 т озона.
Следует, однако, помнить, что и в производственных условиях рас-
расход энергии на образование одного моля озона значительно больше
59 ккал, поскольку много ее тратится на образование окислов азота
и пр. Эти же окислы азота образуются и при разрядах молнии, со-
создавая ее так называемый «коричневый след».
В 1940 г. Отто и Беннет в лаборатории показали, что при токе
тихого разряда силой 1 А с вольфрамовых острий образуется 2 мг
озона в 1 л воздуха в 1 с. В природе разряд с верхушек деревьев
равен примерно 2 мкА, и он должен был бы давать по этому рас-
расчету 4- 10~6 мг озона в 1 л воздуха в 1 с, т. е. еще больше, чем на-
наблюдали, например, Папэ-Лепин и Васси.
Нам необходимы, конечно, более подробные наблюдения ат-
мосферноэлектрического поля и тока тихих разрядов в обычные и
грозовые дни, чтобы иметь более ясное представление об их влия-
влиянии на озон.
Напомним здесь, что еще на московской конференции по атмо-
атмосферному озону в 1959 г. В. Д. Решетов [105] высказал гипотезу,
что озон может образовываться на поверхности малых капель воды
или смоченных частиц аэрозоля в атмосфере. Поскольку молекулы
воды могут быть частично диссоциированы на ОН и Н, на поверх-
поверхности частиц аэрозоля может происходить реакция
с выделением около 35 ккал/моль.
В воде может происходить и полная диссоциация небольшого
числа молекул на ионы 2Н+ и О~, которые затем делают возможной
реакцию
СГ+О2+О2
ккал.
D7.6)
186
187

и озон, растворимый в воде, будет постепенно накопляться в раство-
растворенном состоянии. При испарении и высыхании частиц аэрозоля
озон будет выделяться в воздух.
В поддержку своей теории Решетов привел тот известный, но
все-таки замечательный факт, что мокрое и высыхающее на откры-
открытом воздухе полотно (в том числе и при отрицательных температу-
температурах) заметно пахнет озоном. Решетов доказал непосредственным
определением рз, что вблизи такого полотна концентрация озона
заметно повышается.
В настоящее время процессы, подобные описанным, уже подда-
поддаются количественному расчету по методам современной физической
химии. Их роль в атмосфере, таким образом, может быть выяснена
в будущем с помощью численных оценок.
ГЛАВА IX
ОБЩЕЕ СОДЕРЖАНИЕ ОЗОНА
§ 48. Материал наблюдений
Величина общего содержания озона X в вертикальном столбе
воздуха-—это простейшая характеристика атмосферного озона. Она
чаще всего используется для его изучения. Величина X наблюда-
наблюдается почти в 140 обсерваториях во всем мире одинаковым, хорошо
проверенным методом с помощью достаточно однородных и срав-
сравнимых приборов. Данные об X систематически публикуются, до-
доступны всем ученым и уже разработаны в литературе довольно под-
подробно. В некоторых местах земного шара имеются очень длитель-
длительные ряды наблюдений за общим содержанием, позволяющие
изучить даже его вековые изменения.
Опыт показывает, что общее содержание озона характеризуется
отчетливым сезонным ходом и географическим распределением.
Последнее, с одной стороны, согласуется с некоторыми выводами
фотохимической теории, а с другой— обнаруживает связь с об-
общей циркуляцией атмосферы. Это значит, что для изучения геогра-
географических и синоптических зависимостей озона можно с успехом ис-
использовать данные о его общем содержании.
Число наблюдающих озон обсерваторий систематически возрас-
возрастает. В то время как для периода 1957—1959 гг. [134] мы могли ис-
использовать, несмотря на большие усилия ученых, затраченные на
организацию Международного геофизического года, данные всего
58 обсерваторий, к 1969 г. число их достигло 138. Появились обсер-
обсерватории на экваторе (Ган) и Южном полюсе (Амундсен-Скотт).
В 1969 г. 28 пунктов наблюдений было расположено в южном по-
полушарии (в 1958 г. их было всего 10), хотя последнее все еще осве-
освещено заметно хуже северного. Наиболее подробные данные мы
имеем для пояса 40—60° с. ш.
Существенным пробелом всех данных об озоне является недо-
недостаток наблюдений на океанах, в особенности на Атлантике. Если
исключить наблюдения на островах, расположенных непосредст-
непосредственно близ материков (как, например, Большая Елань на Сахалине,
Тайбэй на Формозе или Уоллопс-Айленд у берегов США), то мы
обнаружим, что часть океана между 40° ю. ш. и 40° с. ш. освещена
наблюдениями пяти обсерваторий — на островах Торисима, Маркус,
Кантон, а также Ган (Мальдивские острова) и Мауна-Лоа (Гавай-
(Гавайские острова). За пределами этой широтной зоны в южном полу-
полушарии ведутся наблюдения в Веллингтоне в Новой Зеландии,
189

в Порт-Стэнли на Фолклендских островах и на островах Маккуори,
Кергелен и Арджентайн.
Для океана этого все еще недостаточно, хотя наблюдения за
озоном велись и во многих морских экспедициях [75, 103, 118] на
советских и зарубежных исследовательских судах. Эти данные, од-
однако, по объему значительно уступают стационарным наблюде-
наблюдениям, малосистематичны и, главное, разбросаны порой в труднодо-
труднодоступных изданиях. На этот пробел в организации озонометрических
наблюдений нужно обратить большое внимание в будущем. Наблю-
Наблюдения озона на кораблях на всех трех океанах, вероятно, нетрудно
организовать. Еще большую возможность заполнить такой пробел
предоставляют спутники, которые уже обнаружили возникающие
порой большие аномалии озона над тропической зоной Тихого и
Атлантического океанов [250].
Заметен, конечно, и недостаток наблюдений в тропической зоне
континентов. Между 20° ю. ш. и 20° с. ш. пока есть лишь девять
пунктов постоянных наблюдений.
Зато и Арктика, и особенно Антарктика, освещены в отношении
озона довольно хорошо. Особо интересны, конечно, данные станции
Амундсен-Скотт (Южный полюс), наблюдавшей также и верти-
вертикальное распределение озона.
Принципиально говоря, для наблюдения озона очень большое
значение имеют высокогорные обсерватории. Мы уже имели случай
в главе IV говорить о тех больших помехах, которые создает для
наблюдения озона атмосферный аэрозоль, влияние которого ослабе-
ослабевает лишь с высоты 2000 м. Такие наблюдения велись на Мауна-
Лоа C400 м), в Уанкайо (Перу, 3350 м), в Кодайканале (Индия,
2240 м), на Эльбрусе B150 м). Большой интерес имеют на-
наблюдения в Ла-Пасе в Боливии D100 м), пока еще немногочи-
немногочисленные.
Меньшее значение в этом смысле имеют наблюдения в Срина-
Сринагаре A590 м) и в Претории (ЮАР, 1370 м), расположенных на
возвышенных плато, где запыленность воздуха далеко не исклю-
исключена.
К сожалению, многие обсерватории наблюдали с большими пе-
перерывами, и в этом смысле наш материал весьма неоднороден.
Лишь 28 обсерваторий имеют в интервале 1957—1969 гг. 10—
13 полных лет наблюдений (Резольют, Тромсё, Рейкьявик, Леруик,
Воейково, Орхус, Эдмонтон, Оксфорд, Камборн, Париж, Ароза,
Бисмарк, Торонто, Владивосток, Алма-Ата, Саппоро, Винья-ди-
Валле, Неаполь, Эльмас, Мессина, Татено, Кагосима, Дели, Ко-
дайканал, Брисбен, Аспендейл, о. Кергелен, о. Арджентайн).
Здесь и далее нам придется неоднократно сравнивать выводы
из ряда наблюдений за 1957—1969 гг., который мы примем за ос-
основной, с теми, которые мы сделали ранее по данным МГГ—МГС
A957—1959 гг.). Мы увидим, что различия средних значений X
и т. д. довольно велики. Они могут, конечно, быть вызваны разли-
различием работавших в тот и другой период сетей станций, упомянутой
временной неоднородностью рядов наблюдений и пр. Но следует
190
обязательно иметь в виду и возможное влияние солнечной актив-
активности, ибо 1957—1958 гг. приходились на период исключительно
высокой активности, а последующий период включал «годы спо-
спокойного Солнца» A964—1965 гг.).
§ 49. Зависимость общего количества озона от широты
Приступая к исследованию закономерностей распределения и ко-
колебаний общего количества озона, мы начнем с многолетнего сред-
среднего распределения, представление о котором дает приложение,
составленное в виде таблицы средних значений X для отдельных
обсерваторий и отдельных месяцев года за период 1957—1969 гг.
Здесь же мы приводим рассчитанные Н. А. Петренко многолет-
многолетние средние значения X для отдельных месяцев и за год для
широтных поясов шириной били 10°, осредияя таким образом мест-
местные эффекты, например влияние континентов (табл. 38). Эту таб-
таблицу и следует рассматривать как простейшую схему географиче-
географического распределения общего количества озона.
Таблица 38
Средние
Широтная
зона
80—90° с.
70—80
60—70
55-60
50—55
45—50
40—45
35—40
30-35
20-30
10—20
0—10
0—10°ю.
10-20
20—30
30-40
40—50
50-60
60—70
70—80
80—90
i месячные
I
354
372
358
379
372
365
350
325
288
242
241
226
258
259
270
290
322
352
322
324
313
II
397
409
393
422
405
383
369
343
301
252
251
232
257
260
264
284
3^5
312
301
304
290
зональные
III
465
454
418
431
412
389
377
345
309
274
267
250
256
269
247
278
302
305
297
305
270
IV
467
443
420
412
401
378
370
339
310
284
277
247
257
259
265
280
300
318
281
294
288
значения
V
410
414
381
379
378
347
349
340
317
282
267
250
260
257
264
291
320
324
275
284
288
VI
333
348
317
338
346
332
326
317
317
270
257
243
266
257
270
302
332
343
292
282
278
X (в
VII
306
322
281
318
332
314
300
301
300
258
264
244
258
256
275
310
353
345
300
313
283
ю-3
VIII
268
279
275
306
315
311
290
292
290
260
271
—
258
261
283
320
356
360
294
308
285
см)
IX
273
282
279
291
297
291
288
284
282
257
275
262
268
295
336
370
390
322
312
292
за 1957—1989
X
279
296
294
293
293
283
280
278
271
258
263
257
272
299
327
367
404
347
329
307
XI
318
313
301
304
309
294
294
283
277
251
256
252
268
290
310
344
378
369
370
358
XII
292
324
310
323
324
340
313
306
286
243
251
246
268
279
297
342
339
344
355
353
гг.
Год
349
344
335
348
350
336
326
313
290
259
263
___
255
262
276
305
332
348
295
317
291
Из табл. 38 видно, что в общем количество озона X велико
в северных полярных широтах, в особенности между 70 и 75° с. ш.,
откуда оно убывает на юг. Значение X сравнительно очень мало
в области 35° с. ш. — 35° ю. ш. и затем снова нарастает к югу.
Здесь его максимум находится около 50—60° ю. ш. Над Антаркти-
191

кой намечается новый «провал» — область пониженного количества
озона. Такую же область, в более слабом виде, можно обнаружить
временами и над Арктикой.
Такое распределение, общие черты которого известны уже
давно, более 30 лет, отчетливее всего выражено в конце зимы и
весной. Летом и осенью различия между полярными областями и
тропической зоной ослабевают, хотя их общий характер сохраня-
сохраняется.
Рассмотрим подробнее зависимость X от широты (рис. 56). Об-
Область главного околополярного максимума озона северного полу-
ю.
Рис. 56. Многолетний средний широтный ход содержания озона
в северном и южном полушариях.
/__Средний за год A957—1964 гг.), 2 — средний за год A958—1959 гг.),
3 _ осень, 4 — зима, 5 — весна, 6 — лето. Данные по всем сезонам — сред-
средние за 1957—1964 гг.
шария расположена заметно севернее, чем полагали ранее. В то
время, когда число пунктов наблюдений в Арктике было ничтожно,
Крэг, например, считал A950 г.), что пояс максимума находится
на 60° с. ш. Однако в 1965 г. А. Васси [392] уже указала, что мак-
максимум находится севернее, на 75° с. ш.
Этот широтный максимум озона начинает формироваться, по-
видимому, в декабре, особенно усиливаясь в феврале, когда вели-
величина X буквально взмывает кверху. Максимум выражен отчетливо
до мая включительно, но затем ослабевает и почти пропадает. Ось
области максимума находится приблизительно на 74° с. ш., мало
смещаясь в течение года.
В области околополярного максимума наблюдаются самые вы-
высокие средние месячные X и средние суточные количества X озона.
192
За 1958—1969 гг. более 50 раз на обсерваториях этого пояса от-
отдельные средние месячные значения поднимались выше 500X
ХЮ см (далее единицы измерения X не указываем). Наивысшие
значения X были отмечены на Диксоне — 598 (февраль 1965 г.) и
574 (май 1958 г.), в Якутске — 576 (февраль 1962 г.), в Якутске и
Нагаево — 573 (февраль 1966 г.). Значения X выше 500 наблюда-
наблюдались также и значительно южнее — в Свердловске E7° с. ш.), Ом-
Омске E5° с. ш.) и Иркутске E2° с. ш.).
Гораздо выше были значения X в отдельные дни. Уже в работе
1965 г. мы сообщали о повышении X до 645—656, наблюдавшемся
9—11 мая 1958 г. над Диксоном, и о «вспышке» озона, когда X
достигло 640 над о. Хейса 17 мая 1958 г.
В период 1961 —1969 гг. в северном полушарии между 47 и 75°
широты около 100 раз наблюдались средние суточные значения
^^600, из них 11 раз ^^650. Все они пришлись на период с де-
декабря по апрель. Рекордными были вспышки озона над Иркутском
17 марта 1965 г., когда X достигло 655, и над Диксоном 17 апреля
1969 г., где А'= 673. Нередко сильные вспышки продолжались по
нескольку дней подряд, как, например, в Нагаево, где 11 —15 фев-
февраля 1966 г. X превышало 600, а 14 февраля достигло 652. Другой
пример наблюдался в Якутске, где 7—9 апреля 1963 г. X было выше
600, а 8 апреля поднялось также до 652, и т. д.
Иногда столь большие нарастания X охватывали значительные
области. Во время упомянутой вспышки 11 —15 февраля 1966 г.
X поднималось выше 600 не только в Нагаево, но и в Якутске и
Омске. Вспышка 7—10 апреля 1966 г. была отмечена па Диксоне
и в Иркутске и т. д. В области сибирского антициклона, очевидно,
происходят иногда обширные по площади «положительные» воз-
возмущения озоносферы.
Рекордными для земного шара были, однако, значения X, отме-
отмеченные в южном полушарии в Порт-о-Франсэ и на о. Кергелен
19—20 октября 1967 г. и достигшие соответственно 685 и 760.
По обе стороны пояса максимума горизонтальные градиенты X
очень велики и достигают +60 на 5° широты с его южной стороны
и —80 на 5° широты с северной, если считать областью положи-
положительного градиента ту, где X возрастает к северу.
При сравнении данных 1957—1959 гг. и современных заметно,
что северный околополярный максимум озона был выражен во
время МГГ значительно сильнее. Средние по широтным зонам зна-
значения X тогда поднимались в марте до 538 в зоне 80—90° с. ш. и
до 502 в зоне 70—80°, там, где по современным данным мы имеем
соответственно лишь 465 и 454. Подобные, хотя и более слабые
различия имеются и в другие сезоны.
К югу от области максимума величина X уменьшается, вначале
быстро, затем медленнее и вместе с тем неравномернее. По-види-
По-видимому, существует слабый вторичный широтный максимум в зоне
50—55° с. ш., заметный почти в течение всего года. Он выражен
наиболее хорошо в канадском секторе. В период с июля по
13 Зак. № 513
193

сентябрь упомянутый максимум становится главным, поскольку
околополярный максимум в это время почти исчезает.
Очень важной чертой широтного распределения озона является
резкое различие, как бы разрыв между полярными и умеренными
зонами, с одной стороны, и тропической зоной — с другой. Сильное
убывание X между 45 и 25° с. ш. отметил еще в 1952 г. Л англ о
[272]. На возможность существования здесь разрыва в распреде-
распределении озона указал в 1954 г. Раманатан, заметивший тогда, что
«количество озона южнее 30° с. ш. относится к отдельному типу»
[326]. Разрыв этот подробнее изучил автор совместно с Г. И. Куз-
Кузнецовым в 1968 г. Различие между двумя зонами, как видно из
рис. 56, действительно велико и создает впечатление как бы фронта
или линии раздела. Последний располагается примерно на 35° с. ш.,
аналогичный ему раздел находится около 30—35° ю. ш.
Между 35° ю. ш. и 35° с. ш. весь год располагается область
сравнительно малого X — в среднем около 264. Она занимает 57%
поверхности земного шара. Здесь озон очень постоянен весь год и,
как мы видели в главе VII, слой озона расположен сравнительно
высоко. В этой широтной зоне содержится около 52% всего озона
атмосферы, а в сентябре — даже 55%.
Таким образом, половина озона атмосферы — это «тропический»,
малоизменчивый, находящийся в более высоких слоях стратосферы
и стабилизированный фотохимическими процессами озон.
Другая половина делится примерно поровну между двумя
«шапками» — между 35 и 90° широты, занимающими всего 43%
поверхности Земли. Здесь слой озона расположен в общем сравни-
сравнительно низко, он очень изменчив от сезона к сезону и даже ото
дня ко дню. В этих зонах, несомненно, происходят более сильные
отклонения от фотохимического равновесия.
В тропической зоне горизонтальные различия озона невелики
и градиенты его слабы и изменчивы во времени и пространстве, как
это видно и из табл. 38. Вблизи экватора, но не совпадая с ним,
проходит линия минимального количества озона, которую мы на-
назвали в работе 1965 г. озонным экватором [134]. Тогда мы наме-
наметили, хотя и по небольшому числу имевшихся в ту пору наблюде-
наблюдений, положение озонного экватора между 15 и 25° с. ш. в период
с мая по октябрь и между 0 и 15° с. ш. в остальную часть года. При
этом мы учитывали наблюдения обсерватории Таманрассет в Са-
Сахаре B3° с. ш.), где значения X были рекордно низкими B05
в среднем за год).
В настоящее время мы имеем несколько большее число обсер-
обсерваторий, наблюдающих в тропической зоне, но обсерватория Та-
Таманрассет, к сожалению, давно прекратила свою работу. Для зоны
23° с. ш.—26° ю. ш., от Калькутты до Претории, характерны сред-
средние месячные значения Х = 230-г-280 и средние годовые 250-^260.
Наиболее низкие, порядка 245, годовые значения X, по-видимому,
на о. Кантон C° ю. ш.). Летом южного полушария X довольно низ-
низкое: в Дарвине A2°ю. ш.) до 254 в январе и в Претории B6° ю. ш.)
194
до 252 в феврале. Возможно, в это время озонный экватор над ма-
материком располагается значительно южнее, чем мы предполагали
ранее.
Ниже, в главе XI, мы еще вернемся кочень интересному вопросу
об озонном экваторе и его объяснении.
В южном полушарии, как мы уже сказали, южнее примерно
30° широты начинается снова сильное нарастание X. Оно продол-
продолжается до зоны максимума, которая тут, однако, находится на
гораздо более низких широтах, чем в северном полушарии. Наи-
Наиболее высокие средние годовые значения Х = 368 отмечены на
о. Кергелен D9° ю. ш.). Они лишь немного больше, чем в зоне мак-
максимума в северном полушарии, но область высоких X в южном по-
полушарии охватывает более обширную широтную зону и ее вклад
в общее количество озона в этом полушарии велик.
В октябре 1959 г. на о. Кергелен среднее месячное значение X
поднималось до 596, близко к той величине, которая наблюдалась
в 1965 г. на Диксоне. 21 и 22 сентября 1959 г. X па о. Кергелен
увеличилось до 660—662, а 19—20 октября 1967 г. X там, как мы
уже упоминали, достигло мирового рекорда — 685—760.*
Заметим, что на о. Кергелен значения X в годы высокой солнеч-
солнечной активности A957—1959) были значительно выше, чем в по-
последующие годы, и эта разница (до 200 в октябре) была больше,
чем соответствующие различия в северной полярной области. При-
Приведенные рекордные величины X в 1967 г. тоже пришлись на пе-
период подъема активности.
От 54° ю. ш. к югу X в общем, хотя и неравномерно в разных
секторах Антарктики, падает. Район Южного полюса, где нахо-
находится станция Амундсен-Скотт (как раз под 90° ю. ш.), отмечен
глубоким минимумом X B91 в среднем за год). Это как бы про-
провал среди большой кольцеобразной зоны максимума X. В области
полюса X наименьшее в течение полярной ночи и равно в среднем
282 с марта по август. Оно увеличивается затем резко до 358 вес-
весной (в ноябре) и составляет в среднем 319 за весенне-летний пе-
период (сентябрь—февраль).
Таковы самые общие глобальные черты широтного распределе-
распределения атмосферного озона. Как мы видим, оно существенно различа-
различается в северном и южном полушариях.
Чтобы не возвращаться к этим общим характеристикам коли-
количества озона в атмосфере, оценим здесь и его полное содержание
в атмосфере. В табл. 39 приведено среднее значение X отдельно
для тропических зон @—35°) и для обоих полушарий @—90°).
Среднее для всего земного шара значение X равно 290,9. По-
Полагая, что плотность озона при нормальном давлении рзо = 2,144х
ХЮ г/см3 и что площадь на высоте 23 км над уровнем моря
1 23 марта 1968 г. на о. Кергелен было отмечено Х=749, но накануне там
наблюдалось Х = 583, а два дня спустя Х=283; таким образом, непрерывный ход
X не обнаруживался.
13*
195

равна 5,1377. 108 км2, можно найти общее количество озона во всей
атмосфере: в среднем оно составляет 3,204 • 109 т.
В согласии с прежними оценками А. Васси, Кулькарни, Гущина
и нашей работы 1965 г. [134] мы обнаружили некоторое различие
среднего X между северным B90,1 в 1957—1969 гг.) и южным
B91,7) полушариями. Достигающее 2,6% различие существует
в тропическом поясе (соответственно 260,6 и 267,3). Довольно мно-
многочисленные в последние годы наблюдения в Антарктике, привед-
приведшие к открытию упомянутого «провала» в области Южного полюса,
заметно снизили наши оценки общего количества озона в южном
полушарии. В 1957—1959 гг. здесь Х=298, в период 1957—1969 гг.
лишь 291,7. Кроме того, сказалось влияние солнечной активности,
или, точнее сказать, различий 1957—1959 гг., по которым была
сделана наша прежняя оценка, и последующего периода. Мы
уже указывали выше, что в период 1957—1959 гг. значения X
были особенно повышены в поясе максимума озона южного по-
полушария.
Таблица 39
Среднее годовое общее количество озона X (в 10~3 см)
для различных широтных зон A957—1969 гг.)
Широта (град.)
северная
0—35
260,6
35—9Ю
329 Д
0—90
290 Д
южная
0—35
267,3
35-90
324,5
0-90
291,7
Вся
Земля
@-90°)
290,9
Рассмотрим распределение горизонтальных градиентов —дХ/ду.
Оно интересно потому, что управляет горизонтальным переносом
озона — транспортированием его потоками ветра либо крупномас-
крупномасштабной турбулентностью.
Можно сказать, что в общем между 75 и 35° с. ш. средний гра-
градиент X направлен на юг. При этом он наибольший в апреле B2
на 5° широты), потом резко убывает в июне—июле, достигает ми-
минимума в августе и начинает снова существенно нарастать начи-
начиная с ноября. По отношению к процессам переноса год может
быть разделен на две части. С января по май направленный на юг
градиент велик, больше 11 на 5° широты и, следовательно, северные
ветры могут создавать большой перенос озона на юг, а смена цир-
циркуляции вызывать резкие изменения X. С июня по декабрь, на-
наоборот, градиент мал, меньше б на 5° широты, и зависимость
озона от ветра должна быть слабой, так же как и изменчивость
озона ото дня ко дню.
В тропической зоне горизонтальные градиенты озона незначи-
незначительны и нерегулярны. Здесь существенная адвекция озона возни-
возникает лишь при обмене воздухом с более высокими широтами.
196
§ 50. Годовой ход общего количества озона
Форма годового хода общего количества озона известна весьма
давно и всегда привлекала к себе внимание своим несходством
с ходом других атмосферных явлений. В то время как температура,
влажность, давление воздуха и т. п. на всех высотах следуют
обычно с небольшим запозданием за ходом солнечной радиации
или меняются обратно ей, количество озона в северном полушарии
достигает крутого максимума весной (около времени равноденст-
равноденствия) и затем уменьшается до минимума, весьма пологого, осенью.
/ / Z_/ / / / /
JLJLJ/ / / / /
ZZZZZIZxx
%5
XI
Рис. 57. Зависимость X от широты и сезона в северном полушарии
A957—1964 гг.).
Еще сложнее годовой ход озона в южном полушарии, где время
максимума сильно меняется с широтой. На рис. 57 представлена
графически зависимость X от сезона и широты, наглядно изобра-
изображающая форму годового хода X в различных широтных зонах. Эта
диаграмма построена по данным 1957—1964 гг., обработанным
Н. А. Петренко.
Мы вычислили по таблице многолетних средних зональных зна-
значений X время наступления максимума ?макс« Интерполируя кривую
X(t) в окрестностях максимума, между точками tu fa, ts, по извест-
известной формуле Грегори—Ньютона
(где w—интервал таблицы), дифференцируя по х, ограничиваясь
двумя членами производной и приравнивая ее нулю, имеем
<>+"H—ir
197

В табл. 40 приведены рассчитанные таким способом значения
и месяц минимума, соответствующие величины X в те ме-
месяцы, когда X достигает максимума и минимума, а также их раз-
разница — амплитуда годового хода.
Таблица 40
Годовой ход средних зональных значений общего содержания озона
Зона
80-90° с.
75-80
70—75
65—70
60—65
55—60
50—55
45—50
40—45
35—40
30—35
20—30
10—20
0—10
0—10° ю.
10—20
20—30
30—40
40-50
50—60
60—70
70—80
80—90
X в месяц
максимума
(в Ю-3 см)
465
433
472
415
440
431
411
386
377
338
313
282
277
250
266
266
297
339
369
402
372
357
357
День
максимума
макс
6 IV
24 III
3 IV
27 III
15 III
11 III
20 III
17 III
19 III
24 III
26 V
5 V
18 V
9 V
13 VI
26 IX
3 X
14 IX
22 IX
8 X
14 XI
16 XII
27 XI
X в месяц
минимума
(в 10~3 см)
268
281
279
252
296
290
287
279
280
279
268
243
245
226
244
256
262
278
302
304
267
281
280
Месяц
минимума
VIII
X
IX
X
IX
IX
X
X
X
IX
X
XI
I
I
XII
I
II
IV
IV
III
V
VI
VI
Амплитуда
(в 10~3 см)
197
152
193
163
144
141
124
107
97
59
45
39
32
24
22
10
35
61
67
98
105
76
77
В северном полушарии ход озона сравнительно прост. В умерен-
умеренной и полярной зонах максимум наблюдается в конце марта или
в начале апреля, несколько раньше в зоне 55—60° и несколько
позднее в околополярной зоне и на широтах 35—55°. Максимум ко-
количества озона высок (более 430) в зоне севернее 70° с. ш. и по-
постепенно снижается до 320 на широте 35°.
Минимум X наблюдается в области севернее 35° с. ш. обычно
в октябре, исключая околополярную область, где он, по-видимому,
приходится на август. На сентябрь падает минимум в зоне 55—65°,
где, как мы видели выше, и максимум X наблюдается сравнительно
рано.
Замечательно, что глубина минимума по многолетним средним
мало различается в умеренной и околополярной зонах, между 35
и 90°. Годовой минимум X находится здесь в пределах 268—296.
198
Другими словами, в период минимума озон распределен в этом по-
поясе почти равномерно.
Амплитуда годового хода X велика в полярной зоне, где она до-
достигает почти 200. Отсюда амплитуда уменьшается к умеренным и
субтропическим широтам, сначала медленно, затем быстрее
(рис. 58), почти параллельно убыванию амплитуды годового хода
солнечной радиации.
Около 35° с. ш. форма годового хода X, как и само X, резко
меняется. К югу от этой широты максимумы X резко уменьшаются
и запаздывают, а также немного снижаются минимумы. Здесь,
Х,Ю'3см
200г
Рис. 58. Амплитуда годового
хода X в зависимости от
широты A) н амплитуда
годового хода прямой ра-
радиации Солнца Q в зависи-
зависимости от широты B).
100
Окал/сут
1100
900
700
500
300
0 20 40 60 80°С.
в северном тропическом поясе, наибольшее количество озона на-
наблюдается в мае — на два месяца позднее, чем в умеренном поясе.
Амплитуда X тут сильно убывает: до 24 в северной тропической
зоне и до 10 в южной.
Здесь на некоторых станциях намечается двойной ход X. На-
Например, в Гане на Мальдивских островах @° широты) минимум X
наступает в декабре и мае, в Киншасе D° ю. ш.)—в декабре и
июле и т. д.
Таким образом, в тропической зоне радиационный контроль ко-
количества озона более отчетливо заметен. Этим она отличается от
умеренной зоны, где резкие изменения озона не следуют ходу ра-
радиации.
Тропическая зона южного полушария примерно до 30° ю. ш.
сходна с северной. Годовой ход озона тут небольшой, величины X
низки и т. п. Но эта зона уже северной и слабее выражена: на 10—
20° ю. ш. время максимума согласуется с временем максимума
в умеренной зоне южного полушария, от которой, таким образом,
тропическая зона «отгорожена» здесь слабее. Около 30° ю. ш. наб-
наблюдается резкий рост максимумов X, чем отмечается переход к уме-
умеренной зоне.
Южнее, в умеренной зоне южного полушария, отличия послед-
последнего от северного полушария становятся все сильнее и сильнее.
Между 40 и 50° ю. ш. максимум еще приходится на время равно-
равноденствия, как и на севере, но южнее он смещается на октябрь, но-
ноябрь и даже декабрь, т. е. на середину лета. Мы уже говорили
выше, что над материком Антарктида есть как бы провал озона, не
пополняемый притоком его из более низких широт. Вместе со свое-
своеобразным годовым ходом он создает впечатление, что озоносфера
199

Антарктиды является как бы замкнутой и самостоятельной, срав-
сравнительно легко отзывающейся на изменения радиации Солнца об-
областью.
Замечательно и наличие в Антарктике вторичного, зимнего мак-
максимума в годовом ходе озона. Этот максимум описала в 1961 г.
А. Васси [389], использовавшая, кроме наблюдений МГГ, также
и старые наблюдения в Крайстчерче, Канберре и т. д. Она заме-
заметила, что севернее 40° ю. ш. зимний максимум исчезает и что он
слаб и в околополярной области. По-видимому, вторичный макси-
максимум отсутствует в Халли-бей, Бэрде и на базе Амундсен-Скотт,
т. е. между 75 и 90° ю. ш. Объяснить его пока трудно.
Таким образом, годовые изменения озона, как никакая другая
его характеристика, очень сильно подчеркивают различие север-
северного и южного полушарий, а также различия между умеренной и
тропической зонами. Они выявляют также те пояса — тропическую
зону и Антарктику, в которых изменения озона сравнительно само-
самостоятельны и ближе следуют ходу радиации Солнца.
На эти основные явления годового хода накладываются неко-
некоторые второстепенные и менее устойчивые. Так, в умеренных или
субтропических широтах северного полушария иногда заметен
слабый вторичный (летний) максимум озона, о котором уже пи-
писал Крэг [172] в 1950 г. Мы изучили его подробнее в 1965 г. по
данным ряда обсерваторий. Он сравнительно часто наблюдался
в Ци-Ка-Вее близ Шанхая, временами — и во Владивостоке,
а в последнее время — в Тайбэе на Формозе. Возможно, что этот
максимум типичен для области летнего муссона Восточной Азии.
Другой интересной деталью являются изменения озона после
его весеннего максимума над обсерваториями Арктики, Северной
и Восточной Азии. Так, уменьшение X в это время здесь происходит
как бы резкими скачками вниз, длящимися каждый раз всего 1 —
2 дня, причем нередко почти одновременно в обширной области.
Например, в 1966 г. резкое уменьшение Ху происшедшее 20—
21 мая в Лонгийре (на Шпицбергене) и на Диксоне, 23 мая распро-
распространилось до Мурманска и Тромсё, 25—26 мая — до Якутска и
Нагаево и в другую сторону — до Резольюта.
Такие явления, вероятно, говорят о быстрых изменениях общей
циркуляции атмосферы.
§ 51. Другие периодичности озона
Замечательной чертой изменений общего количества озона яв-
являются колебания X с 26-месячным периодом, довольно сильные
в тропической зоне.
Известно, что в тропическом поясе существует очень четкая пе-
периодичность ветра в стратосфере, меняющего свое направление
с восточного на западное с периодом 26 месяцев. Для тропической
стратосферы характерны также изменения температуры с периодом
200
26 месяцев. Хотя эти явления описаны очень подробно, физическая
причина их еще совершенно неясна.
В 1964 г., открывая Международный симпозиум по атмосфер-
атмосферному озону в Альбукерке (США), Раманатан посвятил свой доклад
26-месячному циклу и атмосферному озону [327]. Он обнаружил
весьма отчетливо такой цикл в изменениях X, например, в Кодай-
канале (Индия, 10° с. ш.) и в Брисбене (Австралия, 27° ю. ш.). Ко-
Колебания X находились в противофазе в северном и южном полуша-
полушариях. В Кодайканале, в частности, максимум X пришелся на ок-
октябрь 1959 г., в Брисбене — на ноябрь 1960 г. Амплитуда этих
колебаний была равна 6,2 в Дели, 9,4 в Кодайканале, 11,5 в Брис-
Брисбене и 16 в Аспендейле. В гораздо более слабом виде и с запазды-
запаздывающей фазой эти колебания, как обнаружилось позднее, распро-
распространяются и далее на север, до Арозы и Оксфорда D7—52° с. т.).
Двадцатишестимесячный цикл озона рассмотрели также Энд-
желл и Коршовер [141]. Они показали, что амплитуда этого колеба-
колебания относится к амплитуде годового колебания как 0,40 в Кодай-
Кодайканале, 0,28 в Ахмедабаде B4° с. ш.), 0,06 в Риме D2° с. ш.),
0,03 в Леруике F0° с. ш.) и 0,01 в Тромсё G0° с. ш.), резко
убывая, таким образом, с широтой. Похоже на то, что 26-месяч-
26-месячная волна озона распространяется, затухая и запаздывая, как
сказано выше, из тропического пояса на север. Такие запаздываю-
запаздывающие и затухающие в высоких широтах колебания озона обнаружи-
обнаружились и в южном полушарии. При этом они происходят приблизи-
приблизительно параллельно колебаниям температуры.
Как показал в 1963 г. Роф [354], более высокие значения весен-
весеннего (сентябрьского) максимума X над Австралией наблюдаются
при восточных течениях в тропической стратосфере, а более низ-
низкие— при западных. Коэффициенты корреляции в Аспендейле
C8° ю. ш.) на уровнях 27 и 30 км между X и ветром, считая ско-
скорость восточного ветра положительной, равны 0,80 и 0,83, т. е. изме-
изменения озона очень тесно связаны с изменениями тропической стра-
стратосферной циркуляции. Роф считает даже, что более сильное радиа-
радиационное нагревание стратосферы в высоких широтах, где озона
больше, в годы максимума 26-месячного цикла создает в страто-
стратосфере направленный с востока на запад усиленный термический
ветер, и наоборот. Легко показать, что это рассуждение одинаково
применимо и к южному, и к северному полушариям. Таким обра-
образом, по Рофу, 26-месячный цикл озона есть причина соответствую-
соответствующих изменений циркуляции атмосферы.
Возможно, наоборот, колебания озона являются результатом
смены восходящих и нисходящих течений в циркуляции тропичес-
тропического пояса с периодом 26 месяцев. При этом, конечно, остается не-
неясным, почему упомянутые течения заметны только в тропическом
поясе и почти не обнаруживаются вне его.
Неоднократно высказывалось мнение, что после 1963 г. 26-ме-
26-месячный цикл в атмосфере Земли затух. По отношению к озону
это неверно. Колебания его продолжаются, хотя, может быть, и
в менее правильном виде. На рис. 59 мы нанесли за 1958—1968 гг.
201

^ S ^
с
х 2
CD -2
Си Ч
О ее
о
сглаженные путем вычисления скользящих 12-месячных средних
величины X в Ахмедабаде, Кодайканале, Уанкайо и Брисбене
В Кодайканале максимумы X наблюдались в октябре 1959 г
июле 1961 г июне 1964 г., феврале 1966 г. и мае 1968 г. со средним
периодом 26 месяцев. В 1964-1967 гг. почти также менК*
и в южном полушарии, в Уанкайо. -снялось л
Особого внимания заслуживает, конечно, возможное существо-
существование И-летней периодичности в явлениях озона, т. е. зависимости
от цикла солнечной активности. Известно, сколько труда (и'с ка-
каким малым эффектом) было потрачено, например, на выяснение
П™ТеГК СВЯ36Й темпеРатУРы воздуха с солнечными пятна ш
Печение зависимости озона от пятен еще труднее так как число
оосерваторий, наблюдавших озон долгое время/невелико
__ Наиболее детально периодичности в ходе озона —от 35-летнего
орюкнеровского климатического периода до двухлетней циклично-
цикличности-рассмотрел в 1961 г. Рима [351, 352] на примере 34-летчего
ряда наблюдений в Арозе, самого длинного из опубликованных
в мире (тогда 1926-1959 гг.). Слабые колебания январских ап*
рельских значений X с периодом 11,2 года Рима обнаружил до-
довольно ясно и нашел, что эти колебания происходили в противо-
фазе с солнечными пятнами. 1930, 1941 и 1952 гг. оказались годами
максимума озона. К ним мы добавили по новейшим данным еще
мГимумом TV'ir- 60)- 1935' 1946' 1956 ГГ- были «мечены
пТГ„ nl? Коэффициент корреляции X с числом солнечных
пятен оказался, по Рима, довольно высоким (—0,77) а почная ам-
амплитуда этого 11-летнего колебания достигала в январе 6 апреле
U, составляя в среднем за год примерно 7.
^ Подобная связь, однако, нарушается в другие сезоны. В авгу-
августе например, максимумы озона приходились на 1936 1948 и
1959 гг в октябре-на 1933 и 1943 гг. Гипотеза о зависимости X
Гается солнечного ^лучения, таким образом, не подтверж-
Позднее Рангараджан [336], основываясь на наблюдениях ин-
индийских станций за 1957-1964 гг., нашел, что в тропич^ком поясе
уменьшение озона началось с запозданием примерно на 2 года по
сравнению с максимумом солнечных пятен 1957 г. Еще позднее Се
кихара в Японии решительно заявил, что связи озона и солнечной
Г11 "" В°ВС6 [363] ВеР°ЯТН° ЭТа ПР°бле ^ ГГ от
ннрИ|КЯ И'Летний Цикл озона, интересно, конечно, сравнить дан-
данные Международного геофизического года A957—1959 гг ) и Меж-
Международного года спокойного Солнца A964-1965 гг ) Как изв1-
ТаНпосВледВнРи?2Япо1ГГ Г™33 ЗКТИВН°СТЬ была наиболее высока
за последние 200 лет. Относительное число солнечных пятен доста-
достало в октябре 1957 г. 254, в то время как наивысший до тех ПОр
максимум в 1778 г. не превышал 239. Наоборот, в 1964 г. был пе
риод, когда на Солнце не наблюдалось ни одного пятна
1аким образом, различие активности в 1957 и 1964 гг. было
очень велико.
203

Чтобы выяснить влияние солнечной активности на озон, можно,
например, сравнить средние значения X по поясам в 10° широты,
рассчитанные нами ранее для МГГ [134], и средние X за 1964—
1965 гг., заимствованные у Божкова. При этом обнаруживается
существенное понижение X в годы с малой солнечной активностью
в высоких и умеренных широтах и увеличение в тропических широ-
широтах, где весной оно достигает 10%. Такая оценка, однако, не очень
надежна из-за различия в методике расчета. В нашей работе 1965 г.
средние X для рассматриваемого пояса вычислялись непосредст-
непосредственно по данным всех станций, расположенных в нем, а Божков
IV
Х,10~3С"
VII ЦП
Х,10~3см
-,380
1955
1965
1968
Рис. 60. Вековой ход X в Арозе. Апрель, август, декабрь,
1955—1968 гг. Сглажено по формуле A+2-Ы)/4.
расчерчивал для каждого месяца синоптическую карту озона, с ко-
которой снимал-значения X через каждые 10° широты и 20° долготы,
и по ним уже вычислял среднее X.
Чтобы рассмотреть вопрос возможно более объективно, мы срав-
сравнили данные одних и тех же обсерваторий за периоды 1957—1959
и 1964—1966 гг. Для сравнения мы взяли как средние годовые
количества X, так и X в наиболее характерные месяцы — январь,
март (месяц максимума), июль и сентябрь.
Данные табл. 41 показывают, что период 1964—1966 гг. отли-
отличался на указанной 21 обсерватории в общем уменьшенным на
3—4% количеством озона по сравнению с 1957—1959 гг. Разница
эта больше, особенно в марте, в высоких широтах северного полу-
полушария (ср>40° с. ш.) и в умеренных широтах южного. В тропичес-
тропическом поясе этот эффект меняет знак: в годы минимума активности
Солнца там озона было больше, чем в годы максимума. Этот вы-
вывод согласуется и с тем выводом, который недавно сделал карто-
картографическим приемом Г. П. Гущин [53] для средних годовых X.
Среднее количество озона по нашим данным во время МГГ со-
составляло в северном полушарии 300, в южном 309, а за восемь лет
с 1957 по 1964 г. было одинаковым в полушариях и равнялось
293. Таким образом, оно изменялось в эти годы в соответствии с хо-
ходом X в полярной зоне, а не в тропической, как это считал (см.
выше) Божков.
204
Таблица 41
Сопоставление общего количества озона (в 10~3 см) во время
Международного геофизического года A957—1959 гг.) и Международного года
спокойного Солнца A964—1966 гг.) по широтным поясам
60-75° с.
50—60
40-50
30—40
10—30
Южное
полушарие
Обсерватория
Резольют, Тромсё,
Рейкьявик, Леруик
Разность
Воейково, Орхус, Эдмон-
Эдмонтон, Оксфорд, Винья-
ди-Валле
Разность
Ароза, Владивосток,
Саппоро, Кемборн
Разность
Эльмас, Мессина, Тате-
но, Кагосима
Разность
Дели, Кодайканал
Разность
Аспендейл, Маккуори
Разность
Период
МГГ
мгсс
МГГ
мгсс
МГГ
мгсс
МГГ
мгсс
МГГ
мгсс
МГГ
мгсс
I
348
349
—1
366
361
+5
366
378
—12
330
328
+2
248
256
—8
316
309
+7
III
446
432
+ 14
423
405
+18
400
386
+14
350
358
—8
252
268
—16
310
293
+ 17
VII
332
337
—5
347
338
+9
317
309
+8
306
313
—7
248
272
24
356
338
+18
IX
300
292
+8
312
301
+ 11
294
292
+2
297
299
2
248
273
9е;
АО
380
369
+ 11
Год
355
358
—3
356
350
+6
342
346
—4
318
323
-5
249
267
—18
338
327
+И
Подведем некоторые итоги. О существенной роли активности
Солнца, увеличивающей количество озона в высоких широтах и
уменьшающей его в низких, говорят как использованные в табл. 41
однородные ряды наблюдений, так и упомянутая выше карта Гу-
Гущина.
Об отсутствии такого влияния говорит сделанный Рима [351]
анализ долголетнего ряда наблюдений в Арозе, охватывающего не
один, а три цикла активности.
И сезонный ход, и широтные различия эффектов активности,
обнаруженные Гущиным и нами, не соответствуют общему распре-
распределению лучистой энергии Солнца во времени и в пространстве.
Гораздо теснее коррелируют эти эффекты с величиной х, ее изме-
изменениями в функции широты и сезона. Это значит, что влияние ак-
активности, если оно существует, распространяется в озоносфере при
участии тех же циркуляционных факторов, которые, как мы пока-
покажем в главах X—XI, столь существенны для распределения са-
самого х.
205

Так или иначе, вопрос о механизме связи озон — солнечная ак-
активность еще более труден, чем вопрос о существовании такой
связи.
В качестве курьеза, впрочем весьма поучительного, заметим,
что в 1963 г. Аддерлей [138] опубликовал результаты кропотливого
исследования о связи озона с фазами Луны. Обработав уже из-
известный нам 34-летний ряд наблюдений в Арозе, он нашел, что
весной во время полной Луны количество озона несколько меньше
(в среднем около 269 по старой шкале), чем во время новой Луны
(до 280) ^ В другие сезоны зависимость эта еще слабее. Аддерлей
признал, однако, что эту связь довольно трудно объяснить и что ее
создает какой-то «нераспознаваемый» (unrecognizable) фактор.
Подчеркнем тут большое различие двух путей исследования —
физического и статистического.
В случае 26-месячной периодичности основная причина ее неиз-
неизвестна, но наличие параллельных изменений ветра, температуры и
озона подтверждает, что существует, несомненно, динамический
процесс, определяющий весь этот комплекс явлений.
В случае 11-летней периодичности можно предположить сущест-
существование определенных физических механизмов, например колеба-
колебаний ультрафиолетовой или другой радиации Солнца, влияющей на
озон. Действие таких механизмов очень сильно в более высоких
слоях атмосферы (в ионосфере), и вполне вероятно, что существуют
их отзвуки в более низких слоях.
Наконец, в случае лунного цикла нет сколько-либо приемлемой
гипотезы о причине связи лунных фаз и озона. Это делает пока
невозможным изучение таких зависимостей.
§ 52. Изменчивость общего количества озона
Наблюдая озон час за часом, день за днем много лет подряд
в одном месте одинаковым прибором, мы обнаруживаем большую
или меньшую изменчивость показаний нашего прибора. Эта измен-
изменчивость замечается на фоне общего годового хода озона. Она зави-
зависит, очевидно, от ряда причин:
а) от неизбежных случайных ошибок измерения (отсчета при-
прибора) е. Мера их, например среднее квадратическое отклонение
а(е), при хорошо организованных наблюдениях должна быть срав-
сравнительно постоянна;
б) от систематических ошибок прибора, например, зависящих от
его температуры или от запыленности атмосферы. Хорошая мето-
методика наблюдений исключает их с помощью соответствующих по-
поправок;
в) от изменений озона, связанных с кратковременными атмо-
атмосферными процессами, вероятно, масштаба фронтов или циклонов
(длительностью 1—5 сут);
г) от больших аномалий циркуляции атмосферы (смены ее ти-
типов), которые могут охватывать на долгие месяцы целые полу-
полушария.
Попытаемся оценить на одном примере порядок величины этих
эффектов.
Предположим, мы сделали по прибору два отсчета Х\ и Х% че-
через малый промежуток времени At, настолько малый, что можно
считать изменения истинной (вероятной) величины X линейными
в пределах всех рассматриваемых t. Обозначим через ei и 82 откло-
отклонения величины Х\ и Х2 от их вероятных значений Xoi и Х^. По-
Поскольку
(где Ь = дх/д(), то, повторяя такие пары отсчетов с одинаковым ин-
интервалом At много раз, мы должны найти (если изменения X и Ъ
независимы и 6 не меняется систематически со временем), что
(Хх -Х2) =
(Ь).
Устремляя At к нулю, мы сможем таким образом определить
а(е)—среднее квадратическое отклонение единичного наблю-
наблюдения.
Для примера мы использовали наблюдения Дзевульской-Лосе-
вой [204] за 1967 г. в Вельске (Польша) по спектрофотометру
Добсона. Мы имеем все основания считать эти наблюдения очень
тщательными. В Вельске проводилось ежедневно до пяти—семи наб-
наблюдений общего количества озона X. Беря пары наблюдений X,
разделенные интервалом At=l ч, затем пары с Д/=2 ч и т. д.
(неперекрывающиеся интервалы), мы рассчитали данные табл. 42.
Таблица 42
Значения а2 (Х\ — Х2)
0,5 1 2 3 4 5 с2F)
80,1 212,6 243,9 — — 20,1
At ч
Весна (февраль—
апрель) . . .78,6
Лето (июнь—ав-
(июнь—август) .... — 68,6 92,5 60,9 124,5 205,5 5,46
1 Данные, выраженные по старой шкале озонометрических наблюдений, при-
приводятся к современным умножениям на 1,35.
206
Экстраполируя по методу наименьших квадратов до Д^ = 0, мы
находим из табл. 42, что 2а2(е) равно 50,3 летом и 82,1 весной.
Отсюда получается, что средняя квадратическая ошибка одного
наблюдения по спектрофотометру Добсона равна соответственно 5,0
и 6,4. Это и есть та ошибка прибора, которая входит во все наблю-
наблюдения атмосферного озона.
Соответственно средняя квадратическая величина изменения Хо
за 1 ч равна 2,34 летом и 4,49 весной.
Очень интересен вопрос о том, существуют ли в атмосфере озон-
озонные облака такого размера, что их прохождение длится десятки
минут или немногие часы.
207

Еще в 1939 г. Шалонж пытался обнаружить такие облака, наб-
наблюдая ночью спектр нескольких звезд в различных частях небо-
небосвода. В 1955 г. Петцольд и Чернер [312] описали «дыру» в озон-
озонном слое, наблюдавшуюся в районе Цугшпитце (Австрия). Очень
резкий край ее был отмечен в 8 ч 27 мин 17 ноября 1955 г. в 130 км
к юго-востоку от Цугшпитце, затем X упало со 150 до 90 (!). После
перерыва в наблюдениях в 11 ч 40 мин снова было отмечено Х =
= 160, т. е. «дыра» уже прошла.
Было бы очень важно знать, существует ли тонкая структура
озонного слоя, облачная или турбулентная. Если она есть, то нужно
проводить более частые наблюдения в дни, благоприятные для воз-
возникновения такой тонкой структуры.
Переходим к статистическому рассмотрению изменчивости озона
ото дня ко дню (изменчивости средних суточных значений X).
В табл. 43 приведены средние квадратические отклонения о(Х),
рассчитанные нами для Резольюта, Вельска и Гана по наблюде-
наблюдениям 1966—1967 гг., пополненные данными индийских станций
Сринагар, Дели и Кодайканал и данными Оксфорда за 1958 г.,
обработанными Рангараджаном.
Мы видим, что о(Х) достигает 42—57 в январе—марте в поляр-
полярной и умеренной зонах и уменьшается там в июле до 14—16. Осенью
изменчивость тоже невелика, но в ноябре—декабре она начинает
существенно возрастать и достигает максимума зимой или в на-
начале весны. Такой ход отражает одну из важнейших черт режима
озона — большую активность процессов, влияющих на его общее
количество, весной и малую активность летом и осенью. Поскольку
о(Х) возрастает в месяцы с большим широтным градиентом X и
убывает вместе с последним, возникает мысль, что изменения X
происходят в значительной мере благодаря переносу озона гори-
горизонтальными потоками воздуха.
Различия о(Х) весной и летом соответствуют оцененным выше
различиям рF) —скорости изменения X в эти сезоны.
Замечателен также вторичный максимум изменчивости, наблю-
наблюдающийся в июле или августе. Он свидетельствует о некотором
усилении горизонтального переноса озона в это время. Возможно,
что наблюдающийся иногда летний вторичный максимум X (мы
упоминали в [134], например, о случаях появления муссонного мак-
максимума в Ци-Ка-Вее) есть результат такого кратковременного уси-
усиления адвекции озона.
Как видно из табл. 43, южнее 30° с. ш. междусуточная изменчи-
изменчивость резко уменьшается: количество озона тут гораздо постояннее,
чем в более высоких широтах. Чем ближе к экватору, тем слабее
колебания X. В Кодайканале, например, в ноябре о(Х) уменьша-
уменьшается до 2,4. В тропиках озон так же постоянен, как ветры и погода.1
В то же время в данных Дели и Сринагара, а в слабом виде
и в данных Кодайканала и Гана весной еще заметно небольшое
1 7—10 апреля 1966 г. в Гане наблюдался резкий рост X, увеличивший, в ча-
частности, и о(Х) в этом месяце. Ниже, в главе X, мы укажем примеры синопти-
синоптических процессов, приводящих к возрастанию X в тропической зоне.
208
О SW
5
о >>
X
о
н
г^н т—I оо О- СО
г-н" ОС т-н О СО
¦^ ОС ОС у—• ^
ел CD CO еЛ СМ
CM СМ у—i
LO ^ ,—• О- т-< 00
СМ СМ СМ г-н
т-< LO ОС -^ CD ОС
О- СО СО 00 О ^
55 s
О1 (J) СМ Ю СО Ю ОО
^ СМ "^ О- О ^ СО
О СО О н 00 LO СО
h-~O~T-< 00 Ю О- О-
ел кр ел со см ^ ел
см^^о-'ю см со ю
00 00 О 00 СО Ю CN
ОООО СО т-< т-н СМ
О т-н 00 ОО Ю О ОС
^ СО "^ СМ СМ г-н
О т—< т—< (Л С
СО O2lOt-< О- О
в
т-н ОО н 00 00 СО н
I LQ I LQ Ю Ю I
\ (Л I СП СП СЛ I
О- LQ LQ 00 СМ г-1
I!
I
о
s s
Ж 3"
и
_
X
X
X
>
VII
>
>
>
III
Пара-
Параметр
Годы
Обсерватория
ел со
ос со
^00
ел со
00 СО
О N
т-Н 00
О- СО
елю
О- СО
CjTcD
Т^^Н
^^
21,1
14,2
О 00
82
см со
СМ т-<
о
D
•4
Ароза
ел со
ос см
ел со
•^ со
т-н СО
00 00
СМ т-н
см ел
со о
см см
О2СО
ос со
CO O2
СМ ОС
СО 1^.
^ ел
со о
Ю ОС
СМ 00
со" см"
со см
ел о]
о
If
о
иг
О"
G
\
\
4
Тромсё
СМ СМ
СО ^
От-.
ОО СО
ел о
Т-.СО
coco
о- ю
ON
смю
СОЮ
СО СМ
СО ^ч~
LQ т-Н
ел со
см" со"
СМ СО
со ел
о" со"
^^
Ю О
ел со
1932—1942
Ци-Ка-Вей
14 Зак. № 513
209

si*
о
vo S
О Д
g <?
S 2
I
увеличение о(Х). Это как бы отзвук весеннего максимума измен-
изменчивости умеренной зоны. Очевидно, обмен воздухом с последней
немного сказывается в тропической зоне.
Отклонения средних месячных значений X от многолетнего сред-
среднего характеризуют многолетнюю изменчивость озона. Вычисление
соответствующего среднего квадратического от(Х) и вероятного
отклонения v = 0fi7om(X) позволяет оценить точность многолетнего
среднего Х} вычисленного, скажем, за 10 или 20 лет наблюдений.
Заимствованная из нашей работы [134] табл. 44 показывает,
что в средних широтах вероятная ошибка X, выведенного за один
.месяц наблюдений, меняется от 7 в «спокойные» летние месяцы до
15 в месяцы наибольшей изменчивости. В околополярных широ-
широтах v зимой и весной втрое больше, чем в умеренных; это указы-
указывает, что источник больших и длительных изменений озона нахо-
находится именно здесь. Летом же озон околополярной зоны столь же
устойчив, как и в других широтах.
В субтропической зоне, в Ци-Ка-Вее C1° с. ш.), весь год измен-
изменчивость примерно на 30% меньше, чем в умеренной.
Небольшое увеличение изменчивости в августе или сентябре,
которое мы выше обнаружили по средним суточным значениям, за-
заметно и в средних месячных, особенно по данным Ци-Ка-Вея.
Самостоятельный интерес представляет изучение векового хода
атмосферного озона. Уже давно обнаружено существование дли-
длительных и охватывающих обширные области земного шара анома-
аномалий озона. Приведенное выше сравнение материалов МГГ дало
пример такой аномалии, хотя и слабой, но охватывающей всю пла-
планету.
В работе [134] мы указывали, что в Арозе за 30 лет наблюде-
наблюдений было 11 случаев, когда положительная аномалия озона продол-
продолжалась подряд 4 месяца и более. В 1960—1967 гг. к ним прибави-
прибавилось еще четыре случая длительных положительных аномалий,
а к прежним 11 случаям отрицательных аномалий продолжитель-
продолжительностью по 4 месяца и более присоединилось еще три аналогичных
случая.
Таким образом, нередки аномалии озона, сохраняющиеся много
месяцев подряд.
Наибольшая и самая длительная положительная аномалия
озона наблюдалась над Западной Европой в 1940—1942 гг. Она
была очень сильна, и ее нужно рассмотреть подробнее (рис. 61).
Над Арозой повышение X началось в январе 1940 г. и прошло тремя
большими волнами, максимумы которых пришлись на апрель
1940 г. ( + 33), май 1941 г. ( + 30) и на начало 1942 г. ( + 38).
В Тромсё положительные аномалии были в это время еще выше —
до +77. Они начались несколько ранее (в октябре 1939 г.) и про-
продолжались дольше, чем в Арозе,— до конца 1942 г. Замечательно,
что положительные аномалии, хотя и более слабые, наблюдались
в это время и на другой стороне земного шара — в Ци-Ка-Вее, до-
достигнув + 18 весной 1940 г.
14*
211

Заметная положительная аномалия озона продолжалась, по дан-
данным Арозы, почти весь 1960 г. и достигала +26 в марте этого года.
Следующая такая аномалия охватила первые восемь месяцев
1963 г.
Аномалии озона, охватывающие целое полушарие, показывают,
что озон может быть связан с аномалиями строения или циркуля-
циркуляции амосферы самого большого масштаба.
§ 53. Корреляционные связи озона
с метеорологическими элементами
Попытки связать статистические изменения озона ото дня ко
дню с колебаниями температуры и давления воздуха очень стары.
Еще в 1930 г. Добсон открыл, что холодные вторжения вызывают
рост количества озона. В 1937 г. Митхэм по наблюдениям в Окс-
Оксфорде обнаружил отрицательную корреляцию X с давлением воз-
воздуха как в тропосфере, так и в стратосфере и положительную —
с температурой стратосферы. Коэффициент корреляции с темпе-
температурой r(X, t) достигал +0,59.
В 1954 г. Иохансен вычислил коэффициент корреляции (КК)
между количеством озона и температурой над Тромсё (Норвегия),
в области, где вообще изменчивость X огромна (табл. 45).
Таблица 45
Коэффициент корреляции r(X, T) между озоном и температурой
на высоте 6 км (в тропосфере) и 12 км (в стратосфере).
Тромсё, 1941 — 1944 гг.
г
г
(X,
(*.
Те)
Тп)
XII — I
—0
—0
314
290
и-ш
—0
+0
481
470
IV-V
—0
604
594
VI—VII
—0
+0
601
536
VIII
—0
-+0
-IX
558
517
IX—XI
—0
+0
448
339
Связь увеличений количества озона с похолоданиями в тропо-
тропосфере и с потеплениями в стратосфере подтвердили и позднейшие
исследования. Дютш в 1962 г. показал, что также существует связь
между температурой и количеством озона в отдельных слоях.
По еще невыясненной причине, однако, эта связь слабее, чем с об-
общим количеством озона (КК составляет в среднем за год от —0,42
до —0,34). Особенно убывают такие КК на больших высотах B8—
32 км) летом.
Иохансен тоже нашел отрицательную связь X с давлением воз-
воздуха р, в особенности с р на высотах 6—9 км. Однако отсюда
еще далеко до вывода (хотя так думали многие исследова-
исследователи), что озон накопляется в циклонах и разрушается в анти-
антициклонах.
Замечательно, что связь X с температурой, такую же, как
в морском климате Англии и Норвегии, обнаружила О. А. Липа-
Липатова (Кара) в Иркутске, в области крайне континентального кли-
климата. Здесь коэффициент корреляции X с температурой на высоте
3 км достигает —0,70 в мае, —0,68 в сентябре, а на высоте 12 км
+ 0,46 в мае и +0,66 в сентябре. Можно только пожалеть, что
Кара не рассмотрела отдельно период господства сибирского анти-
антициклона, когда температура в Иркутске может опускаться до
—50° С и ниже и количество озона возрастает до 600.
Корреляция X с давлением в Иркутске оказалась также отри-
отрицательной, хотя соответствующие КК невелики — до —0,33 (июнь)
на высоте 3 км и еще меньше (порой они переходят в положитель-
положительные) на высоте 20 км. Физический смысл таких корреляций, оче-
очевидно, разный в Европе и Восточной Сибири, и отсюда ясно, что
метод корреляций вряд ли много скажет нам о связи озона с дви-
движением тропосферы и стратосферы.
Несколько большее физическое значение имеет корреляция X
с высотой тропопаузы Ят. Соответствующий КК по Митхэму равен
—0,59, по Иохансену — от —0,123 зимой до —0,642 весной. Эта
связь имеет простой смысл: как мы видели в § 49, в полярном воз-
воздухе X велико, в тропическом мало, а значения Ят, наоборот,
низки и высоки соответственно. Отрицательный КК между X и НТу
таким образом, отражает эффект смены масс воздуха различного
происхождения над данной точкой.
Как и всегда, знание статистических связей становится ценным
с того момента, когда выясняются стоящие за ними физические
механизмы. Поэтому корреляции, подобные описанным выше, при-
приобретут для нас существенный интерес тогда, когда мы получим
представление о динамических факторах, влияющих одновременно
на озон, температуру и давление воздуха.
§ 54. Географическое распределение озона
До сих пор мы изучали распределение озона так, как будто
оно зависит лишь от широты и времени года — от солярных факто-
факторов. Теперь нам пора перейти к географическому исследованию,
к изучению различий озона над океанами и континентами, в об-
областях преобладающего низкого и высокого давления воздуха
и т. д.
Мысль о том, что количество озона может зависеть от местных
условий, не нова. Еще в 1934—1935 гг. наблюдения Барбье, Ша-
лонжа и Э. Васси в Абиско (Швеция, 68° с. ш.) [145] обнаружили,
что вторжения полярного воздуха приводят к резкому увеличению
X, т. е. существуют сильные влияния воздушных масс на озон.
Несколько позднее Э. Васси [393] во время наблюдений в Ифране
(Марокко, 34° с. ш.) нашел, что и в этих южных широтах сущест-
существует эффект полярных вторжений, а также, что здесь происходят
очень большие понижения X (до 160) при затоке сахарского
212
213

(континентального тропического) воздуха. Мост между наблюдени-
наблюдениями озона и понятиями динамической климатологии, таким обра-
образом, был переброшен.
В 1950 г. Халек обнаружил летом в Кабуле (Афганистан) исклю-
исключительно низкие значения X (до 120), которые совершенно не укла-
укладывались в известную уже тогда среднюю зависимость X от ши-
широты [257]. Их можно было объяснить только местными причи-
причинами.
В большой работе «О количестве атмосферного озона и его от-
отношении к метеорологическим условиям» A952 г.) Лангло рассмот-
рассмотрел уже некоторые географические связи озона. В этой работе, од-
однако, еще доминировала идея, что озон зависит главным образом
от широты.
Эпохой в этой проблеме стал обширный доклад Раманатана
«Атмосферный озон и циркуляция атмосферы» [328], которым от-
открылась в 1954 г. конференция Международной ассоциации метео-
метеорологии и физики атмосферы в Риме. Автор указал в докладе на
ряд метеорологических явлений — струйные течения и их положе-
положение, разрыв тропопаузы, обмен воздуха между широтами и т. д.,
от которых должно зависеть распределение озона. Проблему связи
озона с циркуляцией атмосферы Раманатан поставил, таким обра-
образом, очень широко.
В 1959 г. Кулькарни, Раманатан и Ангреджи [269], сравнивая
наблюдения в Сринагаре и Дели (Индия) и Татено (Япония)
с данными некоторых других обсерваторий, нашли, что «плоскогорья
Азии играют важную роль в распределении озона» и что там
«озон в верхней части тропосферы более подвержен разрушению...
при соприкосновении с паром и другими веществами, приносимыми
-снизу». В докладе на московской конференции по озону осенью
1959 г. [77] и в статье [76], опубликованной, как и этот доклад,
в 1961 г., Г. И. Кузнецов доказал, что среднее X уменьшается су-
существенно в глубине континента (например, на Кавказе и особо
сильно в Алма-Ате) по сравнению с его окраинами. Этот эффект,
наблюдаемый главным образом летом и названный позднее конти-
континентальным, был открыт, таким образом, независимо в Индии и
СССР. Упомянутые наблюдения в Кабуле, очевидно, также под-
подтверждали его существование.
В 1961 г. Лондон [278] представил Международному симпози-
симпозиуму по атмосферному озону в Арозе первые, насколько нам изве-
известно, средние карты распределения озона над северным полуша-
полушарием. Карты были составлены отдельно для весны и осени, причем
были использованы все наблюдения, проведенные до 1959 г. вклю-
включительно (рис. 62). На этих картах обнаружились три основных
континентальных максимума — над северо-востоком Америки (Х>
>460), Северо-Восточной Европой (J>420) и Северо-Восточной
Азией (Z>420). Для них автор предложил удачное название «озон-
«озонные гребни». Они были выражены много лучше весной, чем осенью.
Эти первые карты, правда, были в некоторой степени гипотети-
гипотетическими. Так, например, для проведения изолиний озона в Северо-
214
Восточной Азии, указавших на существование там гребня, автор
опирался лишь на наблюдения 1957—1959 гг. на о. Диксон, о. Хейса
и во Владивостоке, на аналогию с американским гребнем и на об-
общие соображения, подобные упомянутым идеям Раманатана. Тем
не менее общая схема распределения озона на картах Лондона ока-
оказалась правильной.
Рис. 62. Среднее распределение общего количества озона (в 10~3 см) над север-
северным полушарием. Весна. По Лондону, 1961 г.
Интересно, что Лондон нарисовал над Средней Европой, в об-
области, лучше других освещенной наблюдениями, местный минимум
озона, существование которого, однако, опровергли все последую-
последующие составители карт озона.
Как следует из карт Лондона, он предполагал, что южнее
35° широты происходит довольно равномерное убывание X к югу,
т. е. разрыв в поле X на 30° широты, открытый Раманатаном еще
за 7 лет до этого, не нашел своего места на упомянутых картах. Это
вызвало, в частности, возражения Раманатана после доклада
215

Лондона в Арозе. Раманатан указал, что наименьшие значения X
наблюдаются не на экваторе, а над северо-западом Индии во
время летнего муссона.
В 1968 г., используя данные мировой озонометрической сети по
1964 г. включительно, Г. И. Кузнецов и А. X. Хргиан [82] рассчи-
рассчитали широтное распределение озона отдельно для европейского дол-
долготного сектора D5° з. д. — 60° в. д.), азиатско-тихоокеанского
F0—160° в. д.) и американского A60° в. д. — 45° з. д.). В качестве
границ этих секторов были выбраны оси основных ложбин низ-
низкого давления воздуха на средней карте уровня 100 мб.
В азиатском секторе зимой и весной полярный максимум в по-
поясе 60—70° с. ш. оказался гораздо более интенсивным (Х = 472),
чем в европейском и американском C80 и 369 соответственно).
В последнем центр максимума оказался сдвинутым значительно
к югу (до 50—60° с. ш.) по сравнению с азиатским.
Составленные для той же работы ежемесячные схемы распреде-
распределения озона обнаружили также три главных гребня озона — над
Северной Европой, Восточной Азией (чрезвычайно обширный) и
Северо-Восточной Америкой. Европейский и азиатский гребни ока-
оказались разделенными глубокой ложбиной, особенно интенсивной
летом и простирающейся далеко на север от уже упомянутой об-
области минимума озона над Индией и Афганистаном. В то время
как европейский и американский гребни сохраняются практически
во все сезоны, азиатский, как выяснилось, почти разрушается
летом.1
Новые ежемесячные карты среднего распределения X были со-
составлены в 1968 г. по данным наблюдений 114 обсерваторий за
1957—1964 гг. автором настоящей книги совместно с Н. А. Пет-
Петренко [101]. Выяснилось, что как зимой (декабрь), так и весной
(апрель) гребни озона видны очень отчетливо и разделены ясно
выраженными ложбинами. Самый мощный гребень весной нахо-
находится над Северо-Восточной Азией (рис. 63), и ось его направ-
направлена от бассейна р. Индигирки на о. Хоккайдо. Среднее значение X
в это время в Якутске равно 463, в Нагаево 450. Гребень этот рас-
расположен значительно севернее и восточнее ядра сибирского зимнего
антициклона, находящегося в это время над верховьями Енисея.
Второй гребень, более слабый, располагается над Канадой, и ось
его направлена от моря Баффина на Великие озера. Он находится,
таким образом, тоже заметно восточнее имеющегося над Америкой
гребня высокого давления. Третья, менее четко выраженная об-
область повышенных значений X располагается весной над Скандина-
Скандинавией, где в марте X превышает 450.
Ложбина низких значений X весной уже намечается над Сред-
Средней Азией (в Душанбе X равно в этот сезон всего 226), ось ее на-
направлена на север.
60 О 60 120 180 1?О
Апрель
?О 180 12О
Август
60 О 60 120 180 120
Рис. 63. Распределение среднего общего количества озона (в 10~3 см) над
северным полушарием. Апрель и август. По Н. А. Петренко.
1 Не исключено, однако, что это летнее уменьшение X над Северной Азией
(СССР)—инструментальный эффект. Известно, что здесь все наблюдения сде-
сделаны иным прибором, чем за рубежом.
216

Тропический пояс низких значений X в это время хорошо виден
над Северной Африкой и Индией, где количество озона очень
низкое; например, в Колон-Бешаре оно падает до 208.
Замечательно, что весной (как и зимой) данные всех обсервато-
обсерваторий на карте лучше согласуются между собой, чем летом. Не-
Несмотря на большую изменчивость озона во времени, весной измен-
изменчивость его в пространстве невелика.
В августе, типичном летнем месяце (см. рис. 63), количество
озона над северным полушарием сравнительно невелико. Гребни
озона к этому времени существенно ослабевают: в области канад-
канадского гребня X уменьшается до 340, скандинавского — до 350, а вос-
восточносибирский гребень исчезает вовсе. Количество озона над Арк-
Арктикой тоже мало. Область максимума озона в это время смещается
из Сибири на Тихий океан.
Очень характерен и в то же время труден для объяснения, как
мы увидим ниже, глубокий летний минимум озона над Средней
Азией. В Ашхабаде X уменьшается до 190, в Душанбе — до 189.
Эти цифры подтверждаются и очень низкими значениями X летом
над Кабулом (см. § 53), в отдельные дни уменьшающимися до 120.
Можно было бы предположить, что упомянутый минимум озона
связан с очень высокими температурами в этой самой жаркой об-
области восточного полушария. Однако карта на рис. 63 показывает,
что ложбина озона от Средней Азии протягивается далеко на север,
где она отмечена низкими значениями X (например, в Куйбышеве
Jf = 265). Здесь, конечно, ни о каком особом термическом эффекте
не может быть речи. Происхождение этой ложбины, таким обра-
образом, неясно.
Сибирский гребень начинает формироваться в октябре. В де-
декабре, когда, например, в Нагаево в среднем уже Х=457, этот
гребень выражен очень отчетливо.
Мы вычислили по наблюдениям за 1957—1967 гг. средние зна-
значения X отдельно для континентальных, прибрежных и океаничес-
океанических обсерваторий (табл. 46). В тропическом поясе А между 10 и
30° с. ш. мы сравнили данные наблюдений на о. Маркус и на
Мауна-Лоа на Гавайских островах (среднее из них мы обозначили
IA) с данными Дели, Бенареса, Маунт-Эбу, Ахмедабада и Кодай-
канала, характеризующими континент (среднее из них мы обозна-
обозначили НА). Различие между континентом и океаном тут проявля-
проявляется очень четко. Разность IA — ПА=АА мала зимой и резко воз-
возрастает летом, так что с апреля по сентябрь АЛ ^20.
В субтропическом поясе В между 30 и 36° с. ш. мы сравнили
данные океанической обсерватории Торисима (/В), прибрежных
обсерваторий Лиссабон, Таллахасси и Кагосима (//?) и континен-
континентальных— Альбукерке, Сринагар и Кветта (IIIB). Разница океан—
континент АВ = 1В — IIIB летом также оказалась сравнительно
большой (Д5^9 с апреля по сентябрь), хотя и меньшей, чем в по-
поясе А. Береговые станции весьма сходны в этом отношении с океа-
океаническими. Лишь зимой они обнаруживают небольшой дефицит X
.218
се
I
о t^
CNCN
r-4 СО Ю СМ г-4
Ь- l^. ^ Ю Ю
СМ С4! CM CN CM
СОЮ О
O> О) QO
CM CM CM
О О
CM
о
Ю
CM
OOiOCDOOO
со ю со со со
CM CN CM CM CM
Ю Ю
CM
OCO CM
XOON
CM CM CM
OcOO
O5 OO t^-
CMCM CM
(NOIL
OO CM CN
CM ' ¦
! I
CM C^-
О] CN
Ю CX> t-~ О
Ю CM CO t
! CM CM CM
CO О CM C7i
LO "^ GO lO
CN CN CM CM
OO C^- Ю
CO ! T—!
CM
OO
CO
CM
O5 CM l-~- O> CM
CN CN CN CN CN
CNCO
Ю1-*
CN
t~- CO "vt4 CM Ю
со со со t^ со
CN CN CNCN CN
CO Ю C^-
CO f- Ю
CM CM CN
CM СЧ CM CN
^ О
Ю CN
CN
О ^ CN CN
t^ Cft t^ OO
CN CN CN CM
CN
CO
CN
CN
C CO
CN CN
CO C
8
С
+
CO CJi tJ« CN r-«
Ю CO CO Ю CO
CM CN CN CN CN
^ CD
LOCN
CN
CO NON OO ОС t^. CO
CM CNCOCN CN CNCNCN
*xiOO
- CO lO CO
CN CM CN
lOCN
8
CN
CN CN 00 CN CN
О CN О
О) OO t^
CN CN CN
о
О)
CN
GO CN
CO CN
CN
r-4 CO Ю 00 CN
у— О CN О i—i
со со со со со
О CN LO
О О CO
COCO CN
«Ohio
G> | г-*
CN I l
5CN
SS5
CO ^f t—• C^ CN
t^- Cb iO CO CO
CN CN CN CN CN
г-ч со t—i
CO CO CO
CO CN CN _ _ _ -_
CJi C7i О F- CO tO CO tO CO CN
CMCN CN CNCNCNCNC-4 CN
О О^Ю CO t^.ooc
CN CNt-ч t—< t—< t-«O С
со cocooo oo cococ
COCO О CN CO CN 00 CO LO Ю
CO C^- t>- OO OO LO Ю ^ CO
CNCN CN CNCNCNCNCN CM
lO CO r—« CO CO CJi CO ^f СГ5 CN CO
со cocooo со COCOCN с
COCO t^ CTiCO^COCO iQ(
^CO Ю t^cO^^cO Ю
CMCN CM CNCNCNCNCN CN
OO OO О Ю ^ Огчх CO CO ОС
CM COCOCN CO COCOJN CoTT
CO *-O ^^ t4^^ CO ^j^ ^0 CO ^-O i
CNCN CN CNCNCNCNCN CNl
t—i CO Ю CO i—«
t>«. Ob CJi CO CJi CO r—f t^~-
CN CNCNCN CN COCOCN
^> О ОС
5 CM О)
a
CJ
с
2 л
3
. i
<V CO
X О
о <я
со s
s
a,
.2
ex ex
со s
219

по сравнению с последними. Зато субтропический пояс отличается
от тропического резким увеличением X над континентами зимой:
здесь уже сказывается упомянутое выше явление зимних континен-
континентальных гребней и с декабря по февраль в среднем ЛБ =—24.
Таким образом, данные табл. 46 хорошо описывают континен-
континентальный эффект — уменьшение количества озона летом над кон-
континентом по сравнению с океаном и побережьями. В период 1957—
1959 гг. он, однако, был выражен лучше, чем в среднем за более
длинный период 1957—1967 гг.
Каковы возможные гипотезы, объясняющие образование греб-
гребней и ложбин озона?
Можно было бы думать о непосредственном влиянии темпера-
температуры на фотохимические процессы. Однако главные гребни, сибир-
сибирский и американский, сильно смещены относительно соответствую-
соответствующих холодных зимних антициклонов и достигают наибольшей ин-
интенсивности значительно позднее их, в апреле. Это не позволяет
думать о непосредственном влиянии низкой температуры или излу-
излучения на слой озона.
Возможно, что рост X вызван адвекцией арктического воздуха
или нисходящим движением воздуха на восточной периферии анти-
антициклона. Это объяснение довольно правдоподобно, хотя в таком
случае трудно объяснить образование скандинавского гребня. По-
Последний возникает на восточной периферии циклона над теплой
областью, согретой течением Гольфстрим. Остается при этом
открытым вопрос и о происхождении летнего гребня над Тихим
.океаном.
Летняя ложбина озона над Средней Азией находится над райо-
районом жарких пустынь и степей, где летом температуры порой подни-
поднимаются выше 50° С. Она не распространяется отсюда на горные
области на востоке и юге, и понижение X уже почти незаметно над
Кветтой и Алма-Атой. Казалось, было бы очень просто объяснить
уменьшение озона тут восходящим движением воздуха в области
термического переднеазиатского минимума давления. Но, по мне-
мнению синоптиков, восходящее движение и термики распространя-
распространяются здесь не выше 3 км. Общий подъем потока воздуха, натекаю-
натекающего с запада на горные системы Центральной Азии, конечно,
существует, но он может сказаться лишь гораздо восточнее и не мо-
может объяснить уменьшение X над Туркменистаном и Афганиста-
Афганистаном.
Нет сомнения, что и над южным полушарием должны сущест-
существовать гребни и ложбины озона. Но материалы наблюдений тут
слишком скудны для их описания.
Некоторые другие попытки интерпретировать географическое
распределение озона мы сделаем в главах X и XI, посвященных
динамике озона.
Как и вся физика атмосферы, которая начинается со сведений
о составе атмосферы, о преобразовании энергии в ней, с описания
полей температуры, давления и пр. и использует этот материал для
конечной важнейшей цели — изучения общей циркуляции атмо-
220
сферы, так и учение об озоне, его фотохимическая теория и данные
его наблюдений подводят нас к обширной общей проблеме — о за-
зависимости озона от формы и скорости циркуляции атмосферы и от
ее сезонных изменений.
§ 55. Озон и солнечные затмения
Было проведено довольно много опытов наблюдений озона во
время солнечных затмений. Всегда казалась заманчивой идея оце-
оценить действительную, а не рассчитанную скорость фотохимических
реакций при резких изменениях радиации Солнца, достигающей
слоя озона. Для этого на протяжении последних 20 лет неодно-
неоднократно снаряжались экспедиции в районы, где проходил пояс пол-
полного солнечного затмения, использовались в этих экспедициях раз-
различные приборы для измерения озона, велись наблюдения за озо-
озоном с самолетов и разработывалась теория поправок, которые при
этот нужно вводить в расчет X в зависимости от астрономических
факторов.
К сожалению, до сих пор во время затмений удавалось наблю-
наблюдать только ход общего количества озона. Наиболее интересный
вопрос об изменениях озона в верхней части его слоя (где время
релаксации озона мало и изменения рз, зависящие от угасания ра-
радиации, наиболее быстрые) изучен слабо. Единственная удачная
попытка наблюдать изменения озона в лунной тени была осуществ-
осуществлена в СССР в 1961 г. (см. § 37). Вторая попытка ракетного зонди-
зондирования, сделанная Рандхава [334] в Аргентине во время затмения
1965 г., была неудачной.
Первый опыт измерения озона во время затмения провел Ка-
вабата 19 июня 1936 г. [254]. Жерлов и др. наблюдали в Швеции
затмение 9 июля 1945 г. [248]. Безверхний, Ошерович и Родионов
наблюдали озон при затмении 25 февраля 1952 г. в Чиили (Казах-
(Казахстан) и 30 июня 1954 г. в Лагодехи (Грузинская ССР) [7]. Надеж-
Надежные наблюдения с помощью спектрофотометра Добсона провел
2 октября 1959 г. в б. Бельгийском Конго Странц [116]. Ряд на-
наблюдателей привлекло затмение 15 февраля 1961 г., которое автору
этой книги удалось лично наблюдать с самолета над Крымом и
Азовским морем с высоты 3000 м над облаками [83]. Подробные
наблюдения за затмением 20 мая 1966 г. были осуществлены
в СССР и Болгарии.
Большинство авторов, изучавших изменения X во время затме-
затмения, например Н. Н. Парийский [100], А. С. Бритаев и Р. С. Стеб-
лова [36], Ш. А. Безверхний [8], Я- Т. Веролайнен и А. Л. Ошеро-
Ошерович [40}, Г. И. Кузнецов и А. X. Хргиан [83], Д. Странц [116],
Э. М. Фурнье д'Альб [216] и др., обнаружили довольно ясно рост
количества озона при затмении. Максимум X наблюдается обычно
после полной фазы затмения. Нам известна лишь работа Г. П. Гу-
Щина, касающаяся затмения 1966 г. [51], где автор приходит к пол-
полностью отрицательному выводу о влиянии затмений на X. Это
221

заключение было сделано по данным 10 постоянных станций, рас-
расположенных вдоль полосы полной фазы от Одессы до Семипала-
Семипалатинска, но лишь на двух из них была ясная погода, на всех же
других наблюдениям мешали облака и дождь.
В хорошем согласии находятся почти все данные о времени
наступления максимума X, имеющего место через 9—18 мин после
контакта III — после конца полной фазы. За максимумом обычно
следует быстрое уменьшение X. Более разноречивы сведения об
200
16*
Рис. 64. Общее содержание озона X по наблюдениям с самолета во время
затмения Солнца 20 мая 1966 г.
/ — мгновенные значения (штриховая линия — 5-минутные средние); 2 — сглаженные кри-
кривые хода X в период затмения, а — без учета методической поправки, б —с учетом ее;
3 — величина методической поправки; 4 — асимметрия кривой затмения, а — без учета
поправки, б —с учетом ее; / и IV — контакты затмения.
увеличении Х(АХ). Были указания, что АХ достигает 100 и более,
но в ряде других работ повышение X оценивается лишь в 9—18.
Вероятно, величина АХ зависит от метода наблюдения и инерции
прибора.
На рис. 64 представлен один из наиболее детальных рядов на-
наблюдений Ху проведенных Г. И. Кузнецовым 20 мая 1966 г. в рай-
районе Минеральных Вод с самолета с высоты около 5450 м. Большая
высота полета позволила при наблюдениях обойтись без поправок
на атмосферный аэрозоль.
Нет сомнения, что наблюдаемые изменения X незадолго до пол-
полной фазы затмения и короткое время спустя ее искажены так назы-
называемым эффектом покраснения Солнца. Действительно, край сол-
солнечного диска, который в это время виден из-за края Луны, более
красный, чем середина диска, поскольку тут более короткие волны
ослаблены поглощением в солнечной атмосфере.
Легко показать, что такое явление должно вести к кажущемуся
увеличению X при наблюдениях по прямому солнечному свету.
Этот источник ошибок тщательно разобрали Р. С. Стеблова [113],
А. X. Хргиан и Г. И. Кузнецов [83], Н. Н. Парийский [100] и др.
Они показали, что эффект покраснения должен быть симметричным
относительно момента затмения, в то время как наибольшее АХ
наблюдается после момента затмения. Поэтому эффект покрасне-
покраснения может объяснить только часть наблюдаемого АХ (см. кривую 3
на рис. 64). Цитированные выше значения АХ указаны уже с уче-
учетом этой поправки.
Приближенная оценка приводит к заключению, что время по-
полувосстановления озона по данным об изменениях X при затмениях
составляет 25 • 103 с.
Вместе с тем напомним, что теоретическое исследование фото-
фотохимических явлений при затмениях привело Ханта [243] к выводу,
что максимальное изменение АХ при этом может достигать всего
0,6%—примерно 2-10~3 см, т. е. оно находится практически за
пределами точности современных наблюдений. Эта величина суще-
существенно меньше той, которую обнаружил, как сказано, ряд наблю-
наблюдателей. Возможно, что при затмении на озон влияют вторичные
причины, как, например, сжатие охлаждающейся атмосферы и опус-
опускание ее слоев или же образование «затменного циклона», о кото-
котором некогда писал Биджлоу,
222

ГЛАВА X
ОЗОН И СИНОПТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
§ 56. Возникновение и постановка проблемы
Вскоре после того, как в Швейцарии и Великобритании были
начаты регулярные наблюдения за озоном (а это произошло
в 1926 г.), стало ясно, что колебания X тесно связаны с по-
погодой. Так, в передней части циклона, прошедшего 4—8 апреля
1926 г. над Атлантическим океаном и Великобританией, 4 апреля
X равнялось всего 306, а в тылу циклона 8 апреля X поднялось
до 420. За несколько дней до этого, 23—25 марта, прохождение
небольшой депрессии над Швейцарией было отмечено сначала ро-
ростом X с 268 до 352, а затем падением его до 283. Уже в 1929 г.
Добсон составил для Европы некоторые типичные схемы распреде-
распределения озона (рис. 65) в циклонах и антициклонах. На этих схемах
X было резко повышено — на 50 — в тылу циклона и понижено в его
передней части. Если бы на схемах Добсона провести фронты там,
где они обычно располагаются в молодом циклоне, то стало бы
ясно, что область высоких X находится сразу за холодным фрон-
фронтом, а область малых X— впереди теплого фронта. Наоборот, в теп-
теплой части антициклопа обнаружилась зона депрессии озона.
Такую связь отмечали в дальнейшем и некоторые другие ав-
авторы. Они, однако, не обращали внимания на тот факт, что класси-
классическая модель холодного и теплого фронтов описывала лишь яв-
явления в тропосфере и не касалась того, что происходит в страто-
стратосфере— главном резервуаре озона. Физики, которые начали
в 1920-х годах первые наблюдения озона, не знали к тому же, сколь
разнообразно и сложно может быть строение атмосферных воз-
возмущений, объединяемых общим названием «циклон». С другой
стороны, синоптики, лучше знакомые с динамикой атмосферных
процессов, не знали, насколько изменения озона могут зависеть от
динамики либо фотохимии атмосферы.
В своей получившей большую известность работе 1934 г. Доб-
Добсон и Митхэм [58] перечислили три, как им казалось, возможных
объяснения синоптических особенностей озона. Мы цитируем ниже
этих авторов по русскому переводу 1937 г.
1. «Могучие полярные и экваториальные потоки в циклонах и
антициклонах простираются до больших высот и несут с собой воз-
воздушные массы с озоном от их источника... Полярные течения при-
приносят в низкие широты воздух, богатый озоном, а с экваториаль-
экваториальными потоками приходит воздух с малым количеством озона». Та-
Такое объяснение авторы назвали теорией переноса.
224
Рис. 65. Среднее распределение общего количества озона в ан-
антициклоне (а) и циклоне (б). По Добсону.
7 — отклонение X от нормы (в Ю-3 см), 2 — изобары на уровне моря (мб).
15 Зак. № 513

2. «Если над некоторой областью имеется общий нисходящий
ток, простирающийся на большую толщу атмосферы, тогда озони-
озонированный воздух будет спускаться, а воздух, занимающий его ме-
место, вскоре тоже станет богат озоном, озон же в нисходящем по-
потоке будет защищен от разрушительной радиации Солнца... Общее
количество озона над областью нисходящего тока будет постепенно
увеличиваться. Подобно этому область восходящего тока... стре-
стремится стать областью малого содержания озона».
Традиция иногда связывает это объяснение с именем Нормапда
[300, 301], описавшего подробно такой механизм в 1951 —1953 гг.
и заметившего, что «есть все основания ожидать, что вертикальное
распределение озона, если оно известно день за днем над обшир-
обширной областью, может рассказать нам много о вертикальной компо-
компоненте ветра в нижней стратосфере». Представление о влиянии вер-
вертикальных токов па озон поэтому иногда называют принципом
Добсона—Норманда.
3. «Увеличение количества озона, которое происходит главным
образом между 15 и 20 км, повышает температуру стратосферы.
Местный подъем температуры вызовет расширение воздуха вверх,
в результате чего на еще большей высоте воздух потечет наружу от
нагретого места, что в свою очередь вызовет уменьшение давления
внизу».
Циклон здесь, таким образом, предполагается следствием изме-
изменений озона.
В пользу первой из перечисленных гипотез свидетельствовала
работа Тенсберга и Лангло [379], выполненная в 1944 г. в Норве-
Норвегии по материалам наблюдений в Тромсё в. 1936—1939 гг. Эти ав-
авторы составили, как мы назвали бы ее, «сборную карту» распреде-
распределения озона в молодом и в окклюдированном циклоне. В первом из
них повышенное количество озона обнаружилось непосредственно
за холодным фронтом, а сильно пониженное — в передней части
циклона. Во втором избыток озона имелся не только за холодным
фронтом, но и за его продолжением в области окклюзии. Измене-
Изменения X при прохождении весеннего циклона достигали, по Тенс-
бергу и Лангло, 100.
Тогда же, в 1944 г., Мозер [293] попытался проследить траек-
траектории тех потоков воздуха на уровне 11 км, с приходом которых
в Западную Европу (в Арозу, Потсдам, Тромсё) количество озона
там заметно увеличивается. Оказалось, что приход воздушных масс
из полярных областей повышает X на 80, из районов Гренландии
и Лабрадора — на 30. Направление потока (траектория) на уров-
уровнях 5 и 16 км не оказывало такого влияния.
Поскольку прослеживание траекторий воздушных частиц — не-
нелегкая задача, в 1956 г. Миякэ и Кавамура выбрали более простой
путь исследования корреляции озона с направлением ветра ф. По-
Положив для западного ветра ф = 0, северного ф=л;/2 и т. д., они на-
нашли коэффициент корреляции 1и ф равным всего 0,03 у поверх-
поверхности Земли, 0,21 на высоте 10 км и 0,60 при сопоставлении X и
ветра на высоте 5 км над тропопаузой.
226
Следуя второй гипотезе, с вертикальными движениями воздуха
можно связать избыток озона, замеченный очень давно европей-
европейскими исследователями перед антициклоном. Как заметил Леже
в 1937 г. [275], избыток этот особенно велик на восточной
периферии сибирского антициклона (о чем мы имели случай гово-
говорить в § 49), а по указанию Миякэ и Кавамура — также и в под-
подвижных антициклопах Дальнего Востока.
Развивая свою работу 1944 г., Лангло сравнил в 1952 г. изме-
изменения X уже со свойствами тропопаузы и с положением ее лож-
ложбин— областей предполагаемого опускания воздуха — на синопти-
синоптической карте. Лангло выяснил, что избыток озона наблюдается по
крайней мере до расстояния 1000 км по обе стороны от оси лож-
ложбины и достигает близ этой оси 80. Сильную отрицательную корре-
корреляцию X с высотой тропопаузы Ят обнаружили и Гущин по наблю-
наблюдениям в Воейково в марте и октябре 1959 г. [г(Х, Ят = —0,79],
Липатова по наблюдениям в Иркутске в 1960—1961 гг. (г = —0,71),
Бритаев в Долгопрудном в апреле (г =—0,37) и сентябре (г==
=—0,77) 1959 г. и т. д.
В 1956 г. Мартин и Брюэр в Англии попытались, правда, для
очень короткого периода — И —19 декабря 1952 г., сопоставить из-
изменения озона с изменениями относительного вихря ? на уровне
100 мб. Напомним, что в баротропной атмосфере индивидуальное
изменение абсолютного вихря ? + / равно
dw
Обнаружилось, что относительные изменения озона парал-
параллельны (коэффициент корреляции между ними равен +0,64) из-
изменениям
т. е. рост озона происходит при поло-
жительном значении dw/dz. Это означает, что X растет при нисхо-
нисходящем движении, усиливающемся вниз, либо при восходящем дви-
движении, усиливающемся вверх. Первое из этих предположений соот-
соответствует нашим представлениям о роли вертикальных движений
для озона.
Эти выдержки из работ 1934—1956 гг., взятые нами ради при-
примера, позволяют сформулировать основной вопрос, который уже
давно занимает исследователей синоптических связей озона: в ка-
какой мере изменения количества озона (общего количества либо
плотности рз на тех или иных уровнях) связаны с вертикальными
движениями и в какой мере — с адвекцией воздуха из более бога-
богатых озоном (например, арктических) или бедных им (тропических)
областей атмосферы?
Этот вопрос следует помнить на всем пути анализа метеороло-
метеорологических связей озона.
15*
227

§ 57. Озон и циркуляция тропосферы
Хотя и очевидно, что адвекция озона происходит главным обра-
образом в стратосфере, мы вынуждены в этом параграфе снова вер-
вернуться к зависимости озона — довольно сильной — от таких явле-
явлений нижней тропосферы, как фронты, линии сходимости, струйные
течения и пр.
Если бы синоптику нужны были доказательства того, что ди-
динамика тропосферы и динамика стратосферы тесно связаны, то эти
доказательства он нашел бы в наблюдениях озона.
Относительно связи озона с фронтами мы напомним лишь неко-
некоторые новые данные. В своем не раз уже цитировавшемся докладе
1954 г. Раманатап [328] обратил внимание на то, что наибольшее
понижение X часто наблюдается перед теплым фронтом, иногда
в 1000 км перед ним. В 1960 г. Божков [22] по наблюдениям
в Швейцарии и Италии вычислил, что повышение X за холодным
фронтом в среднем равно 28 (изредка достигая 60), а дефицит
озона за день до прихода теплого фронта в среднем составляет 21.
Несколько интересных случаев вторжений воздушных масс да-
далеко в тропический пояс и одновременного резкого увеличения X
наблюдал Г. И. Кузнецов [80]. Так, например, между 25 и 30 сен-
сентября 1963 г. над Атлантическим океаном под 16° ю. ш. две после-
последовательные холодные волны, пришедшие с далекого юга, увели-
увеличили X с 258 до 398. Понижение температуры, незначительное
близ поверхности моря, при этом достигло 3—4° С в средней и верх-
верхней тропосфере.
Эти изменения X было бы легко объяснить, допустив, что вер-
вертикальные движения воздуха, существующие над фронтами в тро-
тропосфере, захватывают одновременно и стратосферу. Тогда мог бы
действовать принцип Добсоиа—Норманда.
Однако гипотезу об однозначных вертикальных движениях в тро-
тропосфере и стратосфере еще должны проверить синоптики.
Многочисленны опыты сопоставления общего количества озона
и струйных течений. Очень обстоятельно этот вопрос разобрали
В. Ф. Васин и В. И. Воробьев [38] в 1966 г. Они изучили струйные
течения (СТ)—зональные и меридиональные — над территорией
СССР и Канады за 1961 —1963 гг., использовав более 1100 наблю-
наблюдений озона в областях шириной 550 км по обе стороны от оси СТ.
Положение последней определялось по карте топографии поверхно-
поверхности 300 мб (около 9 км). На рис. 66 представлено среднее распре-
распределение АХ по отношению к оси СТ. Если СТ было зональным,
то к северу от него X в среднем превышало норму почти на 40,
к югу было меньше нормы на 30. Градиент X вблизи оси был очень
велик — в среднем 9 на 1° широты A10 км), превышая в 4—6 раз
средний широтный градиент X. Меридиональные СТ создавали
меньшие различия X. Нужно помнить, что метод расчета, редкость
озонометрической сети и неточность определения оси СТ, конечно,
способствовали сильному сглаживанию кривой X(q>) и кажущемуся
уменьшению этого градиента. Вблизи оси, возможно, существует
228
настоящий разрыв, или фронт, в распределении озона. Действи-
Действительно, в отдельных случаях СТ в поле озона выражено очень
сильно. Так, в конце декабря 1966 г. В. М. Ратьков наблюдал над
Тихим океаном между 32 и 34° с. ш. и под 165° з. д. струйное тече-
течение с огромным различием X на его северной стороне C20) и на
южной B00). Велик был и разрыв высот тропопаузы, равных со-
соответственно 8 и 17 км (!) [103].
Выводы В. Ф. Васина и В. И. Воробьева подтвердил и
Д. Ф. Харчилава [126] по данным ряда европейских и азиатских
станций. Он обнаружил, что разница в X между циклопической
(левой) и антициклонической (правой) стороной струйных течений
очень велика над Западной Европой (например, по данным Ле-
Леруика и Орхуса) и что она существенно возрастает весной по срав-
сравнению с осенью, так же как и общее количество озона.
Везде, где пролегают на карте зоны часто повторяющихся СТ,
имеются большие различия многолетних средних значений X к се-
Рис. 66. Распределение отклонений
общего количества озона от нормы
в функции расстояния от оси струй-
струйного течения (в градусах, 1°= 111 км)
для широтных (/) и меридиональных
B) струйных течений. Цифры у кри-
кривых — число наблюдений. По В. Ф. Ва-
Васину II В. II. Воробьеву.
Циклоническая
периферия
77 52
Антициклоническая
периферия
веру и югу от этих зон. Таково СТ, проходящее с юго-запада па
северо-восток над Японией. К северу от него, над Саппоро и осо-
особенно над Нагаево, X очень велико, а к югу — над Кагосимой —
значительно меньше. Аналогично к югу от среднеазиатского (ши-
(широтного) СТ X летом исключительно низко, в особенности над Тад-
Таджикистаном и Афганистаном.
Может быть, и тот разрыв в распределении X на 35° широты,
о котором мы писали в § 49, также возник у оси проходящего здесь
субтропического СТ.
Возможны два объяснения этих явлений, важных не только для
изучения физики атмосферного озона, но и для понимания дина-
динамики струйных течений.
1. Либо можно считать, что СТ отмечает собой границу поляр-
полярного (или арктического) воздуха и тропического воздуха, содер-
содержащих соответственно много и мало озона. Тогда оно служит
как бы барьером, делящим различные воздушные массы, а с ними
и озон. Струйное течение, возникающее на границе холодного и
теплого воздуха, должно быть тем сильнее, чем больше разрыв тем-
температур и чем сильнее конвергенция, сближающая здесь различные
воздушные массы с различным X.
229

Это значит, что воздушные массы разного происхождения раз-
разграничены не только в тропосфере, но и в стратосфере, хотя, быть
может, различить их тут по температуре и другим характеристикам
синоптики еще не умеют или не решаются.
2. Либо мы предположим, что вокруг СТ имеется спиральное
движение воздуха, восходящее с их антициклоннческой стороны
(правой в северном полушарии) и нисходящее с циклонической.
Факт, что с правой стороны СТ тропопауза приподнята, а с ле-
левой опущена ниже ее средней высоты (см. вышеупомянутое на-
наблюдение Ратькова), доказывает, что такая вертикальная цирку-
циркуляция может захватить и стратосферу. Поэтому здесь может
действовать принцип Добсона—Норманда, который объясняет,
почему X убывает справа и резко возрастает слева от оси те-
течения.
Нас, однако, несколько обескураживает то обстоятельство, что
М. И. Морозова, М. А. Петросянц и др. [91] не обнаружили такой
простой спиральной циркуляции в нескольких изученных ими СТ.
Вероятно, интенсивность спирального движения вокруг СТ (как
об этом писали Г. П. Гущин, Д. Ф. Харчилава и др.) меняется
вдоль струи в зависимости от ускорения или замедления основного
потока СТ. И в этом вопросе изучения СТ исследователь озона
может содействовать развитию экспериментальной динамики ат-
атмосферы.
Гораздо сложнее вопрос о роли внутритропической линии (или
зоны) сходимости пассатных течений, расположенной вблизи эква-
экватора. Эта линия слабо выражена над материками и очень ясно —
над океаном, но там, к сожалению, наблюдения за озоном еще
крайне малочисленны.
Еще в работе 1965 г. [134] мы ввели понятие об озонном эква-
экваторе— некоторой средней линии тропической зоны малых значе-
значений X. Тогда мы обратили внимание на связь этой линии наимень-
наименьших X с термическим экватором. Было высказано предположение,
что в области термического экватора восходящее движение сильно
нагретого воздуха проникает высоко в стратосферу и опять-таки
по принципу Добсона—Норманда уменьшает X.
Позднейшие наблюдения над океаном, например те, которые
провел Г. И. Кузнецов в Атлантике осенью 1963 г., уточнили эти
представления [80]. Наряду с областью минимума X у озонного
экватора (Х — 270) обнаружилась между ф±5° зона местного не-
небольшого максимума X, достигавшего здесь примерно 293. Ему ав-
автор приписал фотохимическое происхождение.
Расщепление зоны сходимости на две и соответствовавшее ему
возникновение двух местных широтных минимумов озона (разде-
(разделенных частичным его максимумом) на 7° с. ш. и 13° ю. ш. в де-
декабре—январе 1966—1967 гг. наблюдал над Тихим океаном
В. М. Ратьков. Г. И. Кузнецов также описал случай резкого сме-
смещения линии сходимости потоков в южное полушарие (т. е. про-
прорыва туда северо-восточного пассата), принесшего существенное
уменьшение X (до 267).
Заметим, что представление о двойной внутритропической линии
сходимости получает в последние годы все большее признание в си-
синоптической метеорологии.
Вопрос о положении, а может быть, и о возникновении, удвое-
удвоении и распаде озонного экватора требует подробных наблюдений
озона над морем. Поэтому единственная возможность выяснить
его — это использовать спутниковые наблюдения.
§ 58. Озон и циркуляция стратосферы
В этой проблеме озонометристы уже деятельно сотрудничают
с синоптиками.
Перейти от положений предыдущих параграфов к исследованию
стратосферных процессов помогло сопоставление колебаний озона
и индексов циркуляции. Стремясь глубже проникнуть в механизм
адвекции озона, Г. И. Кузнецов [76] в 1961 г. сравнил изменения
озона над Винья-ди-Валле (Италия) и Рейкьявиком (Исландия)
в 1957—1959 гг. с изменениями индекса циркуляции а (фактиче-
(фактически со средней скоростью зонального ветра) в зоне 40—65° с. ш.
на уровнях 100, 200 и 300 мб. Оказалось, что если шкалу а для
100 мб перевернуть, то изо дня в день в Винья-ди-Валле кривые X
и а идут параллельно и повторяют друг друга даже в деталях.
Кузнецов предположил, что ускорение зонального потока умерен-
умеренных широт создает как бы барьер для проникновения озона на
южную окраину этой зоны. Наоборот, на северной ее окраине, на-
например в Рейкьявике F4° с. ш.), изменения X и а оказались дей-
действительно параллельными. Здесь, видимо, усиленный зональный
поток содействует сохранению и накоплению озона. Правда, з этом
случае наиболее эффективен тот поток, который располагается
в слое 200—300 мб (9—11 км), а не поток на уровне 100 мб.
Ниже, обсуждая работу В. И. Бекорюкова [11], мы отметим его
вывод, что длинные волны в зональном потоке способствуют накоп-
накоплению озона в южной части пояса волн. Этим, очевидно, тоже
может объясняться эффект, открытый Кузнецовым.
Следует помнить, что усиление меридиональных движений .ат-
.атмосферы всегда идет за счет ослабления зонального потока, из ко-
которого они черпают свою энергию. Уменьшение а, следовательно,
связано с развитием волн и циклонов, и наоборот.
Количество озона в высотных, т. е. стратосферных, циклонах и
антициклонах изучил Д. Ф. Харчилава [124, 125] в 1966 г. Положе-
Положение их он определял по картам, построенным для уровней 200 и
100 мб над Европой и Азией в 1958—1964 гг. В области циклона
(в области, окруженной на одной из упомянутых карт замкнутой
изогипсой) среднее отклонение озона от нормы АХ было равно
+ 15 C38 случаев), в области антициклона АХ =—16 A41 случай).
Например, над Европой абсолютная величина АХ возрастает весной
соответственно до +20 и —19 и уменьшается в конце лета ( + 6 и
—10). Наибольшие АХ наблюдались в поясе 40—50° с. ш.
230
231

Причиной этих различий автор считал общее восходящее дви-
движение, существующее во всей области антициклона, и нисходящее
движение в циклоне. Он предполагал, таким образом, что в высот-
высотных вихрях нет какой-либо асимметрии и тем более нет каких-либо
фронтальных разделов.
С
l\
Рис. 67. Значения парциального давления озона (нб) в циклоне. Уровень
100 мб. Пунктирные линии делят объединенный график распределения
/?з, наблюдавшегося в ряде циклонов в 1963—1965 гг., на четыре сектора,
из которых сектор I включает наибольшие, а сектор IV — наименьшие
значения рз. По Б. Ламжавыну и А. X. Хргиану.
О важном опыте расчета действительных вертикальных движе-
движений в стратосфере, тоже проведенном Харчилава, мы скажем
в §59.
Большим шагом вперед была работа Б. Ламжавына, рассмот-
рассмотревшего распределение озона в высотных вихрях отдельно в раз-
пых слоях стратосферы [86]. По данным американских озонных
зондирований он выбрал величины парциального давления озона
рз в нанобарах на уровнях 100, 50 и 20 мб (около 16,4; 20,6 и
26,5 км) в областях циклонов, антициклонов, гребней и ложбин.
Положение их Ламжавын определял по карте уровня 100 мбвзоне
40—80° с. ш. Такой выбор обеспечил ему однородность синоптиче-
синоптического анализа.
Самое важное, что Ламжавын отдельно рассмотрел значения р3
в различных секторах высотных вихрей. Он составил отдельно для
циклопов и антициклонов и для каждого уровня своего рода сбор-
сборную карту рз. Пример такой карты приведен на рис. 67 для уровня
100 мб. На ней можно обнаружить, что диаметр циклона, направ-
направленный под углом 36° от юга к востоку (азимут 144°), делит циклон
на две части: юго-западную, где рз велико B25 и 196 нб соответст-
соответственно в секторах I и II), и северо-восточную, где р3 мало A38 и
118 нб в секторах III и IV). Таким образом, распределение озона
указывает, несомненно, на асимметричное строение высотного цик-
циклона и на существование в нем ясной линии раздела, направленной
от центра к юго-востоку.
На уровне 50 мб эта линия ориентирована на 130°, на уровне
20 мб — на 117°. Получается так, как будто поток, идущий с се-
северо-запада и содержащий много озона, на больших высотах рас-
распространяется несколько далее к востоку, чем внизу.
Различия между секторами велики на уровне 100 мб и убы-
убывают вверх (табл. 47). Напрашивается вывод, что для распределе-
распределения озона наибольшее значение имеет циркуляция именно близ
уровня 100 мб. К такому же выводу пришел недавно Кулькарни
[268, 270], изучая изменения озона над Австралией.
Таблица 47
Парциальное давление озона рз (нб) в высотных циклонах
и антициклонах
Сектор
I
II
III
IV
Среднее
Циклон
1
Антициклон
Уровень (мб)
100
225
196
138
118
169
50
174
165
157
155
163
20
114
97
102
96
102
100
38
29
63
56
47
50
125
118
149
146
135
20
127
124
111
125
122
Для антициклонов были составлены такие же сборные карты.
В них линия раздела была аналогичным образом направлена от
центра на 112° на уровне 100 мб, на 113° на уровне 50 мб и на
130° на уровне 20 мб. Поток воздуха, приносящий повышенное
количество озона с севера и востока, тоже как будто распростра-
распространяется на больших высотах дальше, чем на меньших высотах,
232
233

в этом случае к западу. Здесь (применяя ту же нумерацию сек-
секторов, что и на рис. 67) северный и восточный секторы III и IV ока-
оказались наиболее богатыми озоном.
Различия озона в антициклонах наиболее резки на уровне
100 мб, ослабевают на 50 мб, а на уровне 20 мб они даже меняют
знак (см. табл. 47).
Из табл. 47 видно прежде всего, что на высотах наибольшего
содержания озона—100 и 50 мб — количество озона в циклонах
существенно больше, чем в антициклонах. Это согласуется с вы-
выводом Харчилава.
Далее, сравнение рз в разных секторах циклопа и на разных
высотах по табл. 47 приводит к тому важному заключению, что,
вероятно, в циклопе действуют два процесса: адвекция богатого
озоном воздуха с севера или северо-запада и вместе с ней опуска-
опускание воздуха и слоя озона в секторах I—II и подъем в секторах
III—IV. По принципу Добсона—Норманда при этом в первых двух
секторах рз увеличивается, а в двух других уменьшается.
Таким образом, данные об озоне приводят нас к предположе-
предположению о несимметричной модели стратосферного циклона. В его се-
северо-восточной части наблюдается восходящее движение, в юго-
западной— нисходящее движение. Эта схема годна для высот 16—
21 км, но на высоте 26 км наши данные о переносе озона стано-
становятся не такими надежными, чтобы судить о движении воздуха.
В антициклоне больше всего озона в секторе III (северном) и
в секторе IV (восточном). Это, конечно, довольно легко объяснить
адвекцией полярного воздуха. Однако в общем озона в антицик-
антициклоне меньше, чем в циклоне, что вместе с более высоким положе-
положением максимума /?з свидетельствует о преобладании в антициклоне
восходящего движения. Этот вывод тоже аналогичен заключению,
сделанному Харчилава.
Довольно трудно понять, однако, почему существует такое
большое различие между секторами III и II: почему в антициклоне
радиус, направленный (на уровне 100 мб) на 292°, есть своего рода
линия раздела между воздухом, бедным (слева от него) и богатым
(справа) озонОхМ.
Нам остается ждать, что скажут синоптики об асимметричной
структуре стратосферных циклонов и особенно антициклонов.
Гораздо чаще, чем замкнутые вихри, на уровне 100 мб наблю-
наблюдаются длинные волны — барические ложбины и гребни. Аналогич-
Аналогичные рис. 67 сборные карты, построенные Ламжавыном для ложбин,
выявили на всех высотах большее количество озона и низкое по-
положение слоя озона в тылу ложбины и малое количество озона
в передней ее части, где слой озона, несомненно, находится выше
обычного своего положения (табл. 48). По-видимому, в тыловой
(западной) части ложбины вместе с адвекцией с севера происходи!
и опускание воздуха. В передней части это опускание слабее либо
отсутствует вовсе.
В гребнях слой озона приподнят. Максимум рз тут расположен
в среднем ближе к уровню 20 мб — так, как будто большинство
234
Таблица 48
Парциальное
Широтная
JOHcl
Г>0—80° с.
49—60
20—40
E0-80
40—60
20- 40
давление озона
Положение
по отношению
к о?и
Впереди
В тылу
Рз
ню
123
106
61
188
160
152
(нб) в ложбинах и
50 и 20 мб
Ложбина
50
159
147
130
180
174
148
гребнях
Уровень (мб)
20
84
106
118
93
ИЗ
129
100
98
86
47
142
93
52
на уровнях
Гребень
50
180
171
13S
178
140
125
100,
20
_
115
132
.—
ИЗ
124
стратосферных гребней сформировано в массах тропического воз-
воздуха, приносящих с собой высоко расположенный слой озона. Пе-
Передняя и тыловая части гребня различаются мало.
Самостоятельный интерес имеют так называемые стратосфер-
стратосферные потепления — внезапные и резкие повышения температуры
в верхней и средней стратосфере, наблюдающиеся иногда над Арк-
Арктикой и Антарктикой, а изредка и в умеренных широтах. Так, в од-
одном случае потепления над Берлином в 1952 г., описанном Шерха-
гом, температура на уровне 10 мб поднялась за два дня с —48 до
—12° С и затем сравнительно медленно понижалась. В то же время
температурная волна медленно распространялась вниз, постепенно
затухая. На уровне 70 мб, например, потепление запоздало на
8 дней и составляло всего 6° С.
Позднее такие потепления были изучены подробно при помощи
высотных синоптических карт [174]. При потеплениях зимний, за-
западный вихрь, окружающий Северный полюс, как бы раскалыва-
раскалывается на два вихря. Иначе можно сказать, что в западном общем
потоке возникает длинная волна с волновым числом п = 2 и гребни
теплого воздуха проникают далеко на север. Замечательным обра-
образом, как это впервые показал Годсон, эти потепления в конце зимы
или в начале весны сопровождаются резким увеличением количе-
количества озона. Так было, например, в конце января 1959 г. над Канад-
Канадским сектором Арктики. Потепления, следовательно, отмечают пе-
переход от зимнего к весеннему режиму воздушных течений и озона—
к распаду околополярного вихря и резкому увеличению количества
озона.
Может существовать несколько точек зрения на изменения
озона, связанные с потеплением.
Изучая потепление в январе 1958 г., которое обнаружилось по
данным зондирований над Западной Европой, Дютш доказал [193],
что 24—25 января одновременно с зарождением потепления на
уровне около 30 км возникла область повышенной (более чем на
40%) концентрации озона на уровнях 30—35 км. И увеличение кон-
концентрации озона, и температурная волна затем распространялись
235

вниз, постепенно затухая. Дютш предположил, что причиной такого
распространения было либо общее нисходящее движение воздуха,
либо сильное его вертикальное перемешивание. Вероятно (так ду-
думал и Дютш), первичной причиной потепления было сильное
радиационное или адиабатическое нагревание воздуха. Оно проис-
происходило в той части длинной волны в западном потоке, где сущест-
существовало нисходящее движение и, следовательно, увеличение коли-
количества озона.
Несколько иначе трактовал связь озона с потеплениями
С. С. Гайгеров [42]. Он использовал для их синоптического анализа
данные советских арктических станций. Гайгеров также исходил из
гипотезы, что потепления вызываются развитием высоких гребней
в стратосфере там, где последние вклиниваются далеко на север
в околополярный вихрь. Нередко такой гребень вклинивается со
стороны Тихого океана, над которым обычно существует высотный
(стратосферный) антициклон. Воздух, текущий на север из суб-
арктики, приносит много озона, усиливающего его радиационное
прогревание.
Озон, так сказать, несет с собой к северу антициклоническую
форму циркуляции, при которой развивается в более низких широ-
широтах движение с востока на запад.
В этом объяснении, таким образом, акцент ставится на гори-
горизонтальную адвекцию озона и воздуха из более низких широт и на
нагрев воздуха коротковолновой радиацией Солнца.
В последнее время развивается взгляд, что потепления вызы-
вызываются гидродинамическими волнами, распространяющимися
снизу, из тропосферы. Пока еще не ясно, как с ними могут быть
связаны изменения озона.
Заметим, наконец, что первооткрыватель потеплений Шерхаг
приписывал им космическую природу.
§ 59. Озон и вертикальные движения воздуха
Известно, что упорядоченные вертикальные движения в. тропо-
тропосфере являются элементом строения циклонов и длинных волн. Ес-
Естественно поэтому в наблюдении озона искать ключ к изучению
таких движений, в частности, в стратосфере, важных для прогноза
погоды.
Еще в 1959 г. в докладе на московской конференции по атмо-
атмосферному озону А. С. Бритаев и А. П. Кузнецов сделали тот важ-
важный вывод, что величина X не только зависит от близости холод-
холодного или теплого фронта, но и обнаруживает сильную отрицатель-
отрицательную корреляцию с w — скоростью вертикального движения на
уровне 850 мб — и w' — скоростью на уровне 700 мб. По наблюде-
наблюдениям в Москве в апреле 1959 г. коэффициенты корреляции были
равны r(Xy w)=—0,78 и r(Xy w') =—0,40, а в сентябре соответст-
соответственно —0,50 и —0,38.
Нам, конечно, понятно, что в тропосфере нисходящий поток
236
приносит в приземный слой более высокую концентрацию озона
(см. в § 44 о соответствующих наблюдениях Бритаева и Кузне-
Кузнецова), но в то же время ясно, что связь между тропосферными
вертикальными движениями и ростом общего количества
озона в стратосфере должна быть сложна.
Такая связь может существовать — на это обратил внимание
Бритаев в своей позднейшей, очень важной статье 1965 г. [28] —
лишь при тесной корреляции тропосферных и стратосферных дина-
динамических процессов.
Первый опыт вычисления вертикальных скоростей воздуха по
наблюдениям озона в Арозе и данным о температуре верхней ат-
атмосферы сделал Дютш [191]. Выше уровня 50 мб при этом прихо-
приходилось учитывать также и небольшой вклад фотохимических про-
процессов в изменения озона. Ниже уровня 50 мб вклад этот был бли-
близок к нулю.
Как порядок величины (около 1 см/с), так и ход изменений ш,
рассчитанных по изменениям температуры и по изменениям озона,
оказались одинаковыми. Однако автор сам понимал, что если вер-
вертикальное распределение озона известно только в одной точке и
нельзя определить адвективные его изменения, то расчет w по озону
не может конкурировать с определением w другими методами и
является весьма приближенным.
Более подробное исследование этой важнейшей проблемы про-
провел Харчилава в 1967 г. [125]. Он вычислил по карте уровня 200 мб,
т. е. фактически для самой нижней стратосферы, вертикальные ско-
скорости воздуха w по так называемой адиабатической формуле
-V ¦
дТ
ds
где dT/dt — локальное изменение температуры, dT/ds — ее градиент
вдоль изогипсы, v — скорость ветра, уа — адиабатический градиент,
у — наблюдаемый вертикальный градиент температуры. Значения
wp и отклонений АХ общего количества озона от нормы были вы-
вычислены для 286 случаев различных форм барического поля в стра-
стратосфере.
Харчилава прежде всего доказал, что в области высотных лож-
ложбин и циклонов сильно преобладает нисходящее движение (со ско-
скоростями wp от —0,4 до —0,6 см/с), а в гребнях и антициклонах —
восходящее движение (wp от 1,0 до 1,4 см/с). Это согласуется с тем
выводом, который мы выше сделали в § 58 по данным о вертикаль-
вертикальном распределении озона.
Коэффициент корреляции между w и АХ оказался везде отри-
отрицательным, от —0,6 до —0,9. Это значит, что нисходящие движе-
движения на уровне 200 мб весьма четко связаны с увеличением общего
количества озона, восходящие — с его уменьшением. Ход кривых w
и АХ в Арозе, например, в течение мая—июня 1958 г. был почти
точно зеркальным.
237

Так было получено экспериментальное доказательство принципа
Добсона—Норманда.
Харчилава нашел также, что адвективные изменения озона, не
связанные с вертикальным движением, более сильны в ложбинах
и гребнях, чем в циклонах и антициклонах. Принцип Добсона—
Норманда, очевидно, объясняет лишь часть изменений X, хотя, быть
может, и большую.
Было бы желательно вычислять wv в стратосфере по методу, не
связанному со стеснительным предположением об адиабатичности
движений. Такое вычисление позволило бы лучше интерпретировать
не только изменения X, но и изменения плотности озона в различ-
различных слоях в атмосферных волнах и вихрях.
ГЛАВА XI
АНАЛИТИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
ЦИРКУЛЯЦИИ ОЗОНА В АТМОСФЕРЕ
В главе X мы коснулись некоторых качественных зависимостей
озона от формы движения атмосферы. Однако количественные
связи между полем скоростей и распределением озона до сих пор
оставались в стороне от нашего исследования.
Изучение такой количественной связи должно начинаться с по-
построения простых числовых моделей переноса озона. Они нужны
для того, чтобы зафиксировать идеи, выделить наиболее важные
физические явления и указать пути дальнейшего, более глубокого
экспериментального исследования.
Мы изложим ниже результаты ряда аналитических исследова-
исследований, реализовавших в числах как «теорию переноса», так и идею
о вертикальной адвекции. К сожалению, гораздо, менее развито
третье представление — об обратном влиянии озона на движение.
Правда, мы не думаем, что циклоны могут возникать в результате
накопления озона, но нам ясно, что значительное нагревание
стратосферы, создаваемое озоном, делает существенный вклад
в ее динамику и налагает свой отпечаток на формы ее дви-
движения.
Об этой обратной задаче мы упомянем в главе XII, хотя для
ее решения пока еще мало материала.
§ 60. Постановка прямой задачи
Перенос озона вместе с воздушными течениями может происхо-
происходить благодаря ряду процессов — упорядоченным движениям об-
общей циркуляции (таким, как зональный западный перенос, длин-
длинные волны, циркуляция пассатной зоны), вихрям, турбулентности
различных масштабов и пр.
Горизонтальные составляющие атмосферных движений больших
масштабов сейчас довольно хорошо изучены. Величины их скоро-
скоростей можно использовать при решении нашей задачи. В то же
время соответствующие вертикальные скорости, очень существен-
существенные для расчетов озона, известны нам только из косвенных сообра-
соображений. Их можно вычислить, например, по уравнению непрерывно-
непрерывности или же по вертикальным разрезам температур в предположе-
предположении адиабатичности движения.
239

Мы увидим ниже, что наблюдаемое вертикальное распределение
озона тоже может стать источником информации о вертикальных
движениях атмосферы, полезным как для синоптической метеоро-
метеорологии, так и для теории общей циркуляции.
Очевидно, индивидуальное изменение плотности озона в движу-
движущейся частице воздуха может быть описано [см. B8.Г)] уравне-
уравнением
или, раскрывая значение dp3\dt и обозначая через и, v и w состав-
составляющие скорости, направленные соответственно к югу, к востоку и
вверх,
F0. Г)
где рзо — равновесная фотохимическая плотность, а а=1/т — ско-
скорость релаксации (восстановления) этого равновесия. Как мы ви-
видели из табл. 25, а зависит от г. Скорость релаксации сильно убы-
убывает в нижней стратосфере, где, следовательно,
dt
¦=0.
Здесь озон может считаться консервативным элементом, в неиз-
неизменном виде переносимым воздушными течениями. Точнее говоря,
так будет в тех слоях, где характерное время процесса переноса
будет значительно меньше, чем 1/а.
Заметим, что при замене рз = гзрв, где гз— отношение смеси, или
весовая концентрация, озона в воздухе, а рв — плотность воздуха,
и в предположении dp/dt = O выражение F0.1) дает
dt
дх
-V •
ду
F0.2)
Это несколько более простой вид уравнения переноса озона.
В том случае, если вместе с упорядоченным движением проис-
происходит и турбулентное перемешивание воздуха и соответствующие
коэффициенты анизотропного перемешивания равны Dx, Dy и Dz,
уравнение F0.Г) преобразуется в
dt
ду
Под Dx и Dy можно подразумевать коэффициенты макротурбу-
лентпого горизонтального перемешивания, создаваемого движе-
движением циклонов и антициклопов.
§ 61. Одномерные задачи.
Роль вертикального обмена
Первый опыт численного приближенного решения уравнения
F0.К) был осуществлен А. В. Кондратьевой в 1962 г. [134]. Она
показала, что при неустановившемся режиме озона, например после
того, как началось восходящее движение со скоростью w = \0 см/с,
максимум плотности озона может уже через сутки сместиться с вы-
высоты 22 км на высоту 28 км, а при таком же нисходящем движении
может сформироваться за сутки на высоте 11 —12 км отдельный
мощный слой озона.
Этот расчет впервые подтвердил количественным образом воз-
возможность использовать гипотезу вертикальной адвекции озона и
объяснить с ее помощью быстрые смещения слоя озона, образова-
образование вторичных максимумов его плотности и пр.
Скорости w, принятые при этих расчетах, однако, были слиш-
слишком велики по сравнению с наблюдающимися в природе.
Уравнение F0.3), учитывающее уже турбулентную диффузию,
направленную по вертикали, было решено в 1964 г. В. М. Берези-
ным и Ю. А. Шафриным [17]. Они рассмотрели как восходящее,
так и нисходящее движение со скоростью, линейно возрастающей
кверху:
w=±c(z — z0).
Скорость w менялась, например, с 8 до 17 см/с между высотами
15 и 35 км. Изучены были два варианта: 1) Dz = 3 м2/с и 2) D~w2,
где и — средняя зональная составляющая скорости ветра, которая,
как известно, в стратосфере в общем убывает вверх. Авторы ис-
использовали довольно совершенную вычислительную технику, при
расчетах шаг по времени был взят равным 4 часам, по высоте —
2 км.
Березин и Шафрин обнаружили, как и Кондратьева, что при
восходящем движении (рис. 68 а) должно происходить быстрое
смещение максимума рз вверх (на 9 км за 24 часа). Уменьшение
общего содержания озона при восходящем движении по этим
оценкам должно достигать 27% за 24 часа.
При нисходящем движении (рис. 68 б) опускание максимума рз
тоже должно быть быстрым — на 5 км за 24 часа. За это время
общее количество озона должно увеличиваться на 14% в слое 6—
50 км и на 78% в нижней стратосфере, между 6 и 22 км. Образова-
Образование двойного максимума, однако, при этих расчетах не было заме-
замечено, вероятно, из-за сглаживающего влияния даже слабой тур-
турбулентности, при D = 3 м2/с.
Очень важен как для развития теории, так и для анализа на-
наблюдаемого вертикального распределения рз тот вывод Березина
240
16 Зак. № 513
241

и Шафрина, что выше 23—25 км диффузия практически не влияет
на это распределение. Влияние же вертикального движения должно
простираться гораздо выше — до 40 км.
Вертикальные скорости, принятые в работе [17], были, как и
у Кондратьевой, довольно велики. В природе, вероятно, движения
медленнее и изменения рз должны быть меньше, чем рассчитанные
в [17].
В другой работе тех же авторов, [18], рассчитано распределе-
распределение р-з при наличии турбулентности, но при w = 0. Оказалось, что
\\\ а)
ю
,12ч
24 ч
12
15V
8
Рис. 68. Изменения вертикального распределения озона за 24 часа при восходя-
восходящем (а) и нисходящем (б) движении воздуха при одновременном наличии тур-
турбулентности с /2 = 3 м2/с Сплошной линией представлено распределение при исход-
исходном состоянии фотохимического равновесия. По В. М. Березину и Ю. А. Шаф-
рину.
турбулентность почти не меняет высоту максимума, но заметно
уменьшает общее количество озона, особенно его количество
в слоях ниже 21 км. Если вертикальных движений нет, то влия-
влияние турбулентности распространяется довольно высоко — до 33—
35 км.
Заметим, что по расчетам Шимазаки и Лейрда [434] для влаж-
влажной атмосферы турбулентная диффузия заметно уменьшает коли-
количество озона в слое 40—50 км и особенно в слоях выше 70 км.
В этих вычислениях, однако, было положено, что D2=103 м2/с (т. е.
турбулентность очень сильна), а это на три порядка больше,
чем считалось в [17].
242
§ 62. Двумерные задачи.
Роль меридиональной циркуляции
Включая в расчет изменений озона перенос его не только вер-
вертикальными, но и горизонтальными течениями атмосферы, мы пе-
переходим к изучению адвекции озона. Второй пункт формулировки
в § 56, таким образом, ведет к постановке двумерной задачи, для
решения которой нужно выбрать ту или иную форму циркуляции
атмосферы.
В 1963 г. Прабхакара в США сделал опытный расчет стацио-
стационарного распределения озона в стратосфере в разные сезоны при
наличии вертикальных движений и турбулентного перемешивания,
вертикального (определяемого коэффициентом турбулентной диф-
диффузии Dz) и горизонтального {Dy). При этом он задавал в каче-
качестве краевого условия на тропопаузе наблюденное там распре-
распределение рз. Схема его численного расчета была весьма громоздкой.
Незадолго до этого Мергатройд и Сингльтон [295] из распреде-
распределения температуры в стратосфере и мезосфере вычислили для по-
последних скорости вертикальных движений в различные сезоны. Ока-
Оказалось, в частности, что летом над полярной областью преобладают
восходящие движения скоростью в мезосфере до 1,7 см/с, а зи-
зимой— нисходящие движения скоростью до 1,5 см/с. Прабхакара,
однако, предположил довольно произвольно, что упорядоченная
меридиональная циркуляция имеет скорость, в 5 раз меньшую и
в стратосфере не превышающую 0,06 см/с. Он таким образом зара-
заранее «ущемил» роль этой циркуляции в перераспределении озона.
Прабхакара считал далее, что Dz меняется от 0,4—0,6 м2/с над эк-
экватором до 2,0 м2/с над полюсом, а коэффициент горизонтальной
турбулентности — соответственно от 0,2- 106 до 1,0» 106 м2/с. В рас-
рассчитанной при таких предположениях схеме имелся один максимум
рз над тропической областью на высоте около 31 км и другой макси-
максимум над полярной областью на высоте 18 км, что удовлетвори-
удовлетворительно согласуется с наблюдением. Однако в целом в стратосфере
вычисленное рз оказалось заметно меньше наблюдаемого рз, так
же как и общее количество озона X. Широтное распределение
последнего оказалось более сглаженным, чем в природе. Резуль-
Результат недоучета меридиональной циркуляции озона, таким образом,
был налицо.
Другой очень важный численный опыт, осуществленный Праб-
Прабхакара, показал, как сильно зависит рассчитанное количество озона
в стратосфере от заданного на тропопаузе количества озона. Ока-
Оказалось, например, что зимой уменьшение вдвое заданного на гра-
границе рз уменьшает X на 80° с. ш. с 350 до 328, а летом увеличение
там вдвое р3 увеличивает X с 332 до 361 и, главное, меняет годо-
годовой ход X на обратный. Это доказывает, что основные черты вы-
вычисленного Прабхакара распределения озона зависят в большой
степени от краевых условий. Заимствуя последние непосредственно
из наблюдений, неудивительно было получить общие выводы, со-
согласные с опытом.
16*
243

Гораздо более корректно учел как меридиональную циркуляцию,
так и общие условия возникновения и разрушения озона в атмо-
атмосфере в 1965 г. В. И. Бекорюков [10]. Он рассмотрел стационарное
распределение озона при совместном влиянии фотохимических про-
процессов и постоянной меридиональной циркуляции зимнего типа.
Последнюю он представил в виде замкнутого в вертикальной пло-
плоскости кольца между ф = 20° и ф = 70° с нисходящим движением
в полярной области и восходящим — в тропической. По его предпо-
предположению, эта циркуляция охватывает слой между /12 = 2,5 км и
Л* = 37,5 км, а центр ее находится на широте ф = 45° и высоте h =
= 20 км. Таким образом, Бекорюкову удалось избежать заведомо
подгоняющего под данные наблюдений краевого условия на тропо-
тропопаузе. Эта циркуляция довольно точно соответствует эмпирической
схеме Мергатройда и Сингльтона [295] и описывается уравнени-
уравнениями:
Как и в работе Кондратьевой, было принято
- 2/го)/(г — Го)] cos Ь (r — r0) sin ar0 F — O0)/sin О,
ц- 2/го)/(г-г3)] sin Ь (г- г0) cos ar0 F- G0)/sin б,
х^—г>0 exp
_ J_
0 a
F2.1)
где vr и vq — радиальная (вертикальная) и меридиональная со-
составляющие скорости, 6 — дополнение широты до я/2, г3 — радиус
Земли, ro = r3 + hot h = r — r3 — высота над поверхностью Земли
в километрах, \i = l/H и Я = 8 км — высота однородной атмосферы.
Последняя, как известно, определяет скорость убывания плотности
воздуха вверх (при постоянной температуре), а именно
—\ih —hill
Постоянная 6 = 0,09 была выбрана таким образом, чтобы на
верхней (h=hi) и нижней границах циркуляции vr = 0, т. е. 6 =
= n/2&h (где A/i = /ii — Ао), а постоянная а выбрана так, чтобы
vq обращалось в нуль на указанных северной и южной границах
циркуляции (а = я/2Дф, Дф=-=25°). В F2.1) и vr и vq, как можно
проверить, удовлетворяют уравнению непрерывности в сферических
координатах
1 д ' - "оч ' ! ^-(pB^Gsin6)=0. F2.Г)
дг
sin б
Расчеты Бекорюкова были сделаны при ио=Ю~2 см/с и ио =
= 2.10~2 см/с. Этим значениям соответствуют приведенные
в табл. 49 экстремальные значения скоростей vr и ие, согласую-
согласующиеся с данными [295] для зимы и в 4—12 раз превышающие ве-
величины, принятые Прабхакара.
В сферических координатах уравнение F0.3) в отсутствии диф-
диффузии при dpB/dt = O запишется в виде
д ' — ' 2?*v' ' l *'---• ^.ctge=a(P4n-p0. F2.2)
—13 0,5/г
а=аое =6 • 10 е
а равновесная фотохимическая плотность рзо в мкм/км была выра-
жена в виде убывающей к полюсу функции
:17(A-10)V
I/O '
2л При У << тг/4,
.+B —sin 29) при 6>тг/4. F2-2 )
При этих условиях уравнение в частных производных первого
порядка F2.2) распадается на два обыкновенных дифференциаль-
дифференциальных уравнения. Интегрирование их приближенным методом позво-
позволило вычислить стационарное вертикальное распределение озона
для широт от 20 до 55° (рис. 69).
Таблица 49
Vq СМ, С
10-2
2-10-2
vf (см-с) при Л0 = 20 км
9 = 20=, 0 = 70
0,13
0,26
с = 70°, 0 = 20°
0,36
0,71
Vq (м/с) при 9 = 45°
h, = 37,5 км
0,51
1,02
/г2=:2,5 км
0,006
0,012
Как видно на рис. 69, при меридиональной циркуляции в низких
широтах должен формироваться расположенный высоко (высота
максимума рз Нт = 29 км) слой озона. Он находится тем выше, чем
быстрее восходящее движение. В этом слое рассчитанные макси-
максимальные плотности озона рзт — около 330 мкг/м3 — близки к на-
наблюдаемым. Адвекция из высоких широт могла бы тут создать
вторичный, более низкий максимум (также видимый на рис. 69),
но в природе он, очевидно, разрушается потому, что находится
в тропосфере.
Согласно расчету, в высоких широтах главный слой озона дол-
должен опускаться до 17—18 км и может появляться вторичный верх-
верхний небольшой максимум рз. И низкий главный максимум, и мно-
гослойность озона, как мы видели в главе VII, действительно ти-
типичны для высоких широт. Рассчитанная для нижнего максимума
величина рз — около 690 мкг/м3 — несколько больше наблюдаемой.
Так выводы Березина и Шафрина, сделанные для очень быст-
быстрых и кратковременных процессов, удалось распространить и на
явления стационарной циркуляции, объяснив при этом и зависи-
зависимость вертикальных профилей рз от широты.
Вместе с тем такой расчет сильно завысил общее количество
озона X в высоких широтах. Это неудивительно, поскольку Беко-
Бекорюков предполагал, что циркуляция, подобная зимней, сущест-
существует неограниченно долго; в природе же летом возникает иной тип
циркуляции, при котором в околополярной области нет такого силь-
сильного нисходящего движения.
244
245

Несколько иную, более простую схему вертикальной циркуля-
циркуляции озона рассмотрел Шафрин [135], наложив на нее, однако, еще
процесс сильного вертикального и горизонтального турбулентного
км км
40г-
35-
30-
25
20
15
К
Г-55°
К
35
30
25
20
15
20 30 ЬО 1°0
10 20 р3,10~*см/км
20 p3,W см/км
Рис. 69. Вертикальное распределение озона в функции широты
при меридиональной циркуляции. По В. И. Бекорюкову.
/ — равновесное распределение при отсутствии движения, 2 — распределе-
распределение при 1>о=10-2 см/с, 3 — то же при t>0=2 • Ю-2 см/с.
перемешивания. Именно он подставил в F0.3) заведомо преувели-
преувеличенные значения Z)z=25 м2/с, Дс = 106 м2/с для того, чтобы вы-
выявить роль турбулентности.
246
Шафрин показал, что турбулентность, действующая «в оди-
одиночку», лишь немного опускает слой озона вниз и уменьшает рз.
В более реальном случае, когда турбулентность действует вме-
вместе с циркуляцией, она создает более гладкий профиль р3, чем, на-
например, на рис. 68, без вторичных максимумов. По Шафрину, тро-
тропический максимум рз должен находиться выше (Ят~32 км), чем
по Бекорюкову (#т~29 км), очевидно, из-за принятой первым
автором большой скорости w = 2 см/с по сравнению с ^' = 0,12 +
+ 0,70 см/с в расчетах второго автора.
При Дх=Ю6 как рз, так и X существенно меньше наблюдаемых.
Поэтому, вероятно, в реальной стратосфере эффекты горизонталь-
горизонтальной турбулентности (определяемые величиной Dx) значительно
меньше, чем в цитируемом опыте.
Несколько позднее, в 1968 г., влияние вертикального турбу-
турбулентного перемешивания на равновесие озона изучал также Хесст-
ведт [240]. Он рассмотрел сравнительно сложную модель фотохи-
фотохимического равновесия, существующего при наличии в атмосфере
Н2О, Н2О2 и Н2- Принятая им величина коэффициента турбулентной
диффузии была очень мала: D3 = 0,4 и 0,04 м2/с Хесстведт нашел,
что выше 32 км влиянием турбулентности можно пренебречь и что
в нижних слоях стратосферы усиление турбулентности увеличи-
увеличивает рз. Следует помнить, что Хесстведт учел в своих расчетах
взаимодействие озона с водяным паром и его производными,
концентрация которых сама зависит от турбулентной диф-
диффузии.
К двумерным задачам о распределении озона в атмосфере отно-
относится проведенное Бекорюковым исследование эффекта длинных
воли, наложенных на общий зональный поток атмосферы, имеющий
постоянную скорость v$ = B. При этом [11]
r= —A cos nty
sin 0,
F2.3)
где ф — долгота, п — долготное волновое число, А — постоянная,
определяющая меридиональную и вертикальную скорость. При
этом для упрощения было принято, что vr, vq и v^ не зависят от
высоты, т. е. что длинные волны охватывают по высоте весь слой
озона.
Уравнения F2.3) описывают длинную волну, в которой частица
на долготе \|з = 0 имеет максимальную скорость нисходящего дви-
движения, а меридиональная скорость направлена с севера. При г|) =
= я/2, в ложбине волны, та и другая скорость обращается в нуль,
а далее частица начинает подниматься и двигаться на север. При
г|; = я скорость vr достигает максимума, а несколько далее дости-
достигает максимума и* меридиональная скорость vq. При \1) = Зя/2,
в гребне волны, vr = ve = 0 и далее частица возвращается на юг.
Так, например, при ф = 45° максимальная вертикальная скорость
равна Л/563; при Л = 15 м/с уг = 2,67 см/с, а Уе = 0,93 м/с.
247

Выражения F2.3) теряют свой смысл с приближением к по-
полюсу, и поэтому Бекорюков сделал расчет для сравнительно узкой
полосы между 8 = 50° и 8 = 35° (широта 40—55°). Уравнение F2.2)
переписывается для и^Ов виде
д
ctg 6
-±
*) = a (р30 - р
F2.4)
40r-
30
20
10
Рис. 70. Распределение р3 при длинных волнах, при v = 0,125,
А = 15 м/с, ? = 30 м/с. По В. И. Бекорюкову.
/ — фотохимическое равновесие, 2 — в ложбине волны, 3 — в гребне
волны.
При расчете равновесная плотность была положена равной рзо^
= 20(А—юKе-°>25>1 (в мкм/км), а значения а приняты такими, как
в F2.2'). Решение F2.4) оказалось существенно зависящим от
безразмерного параметра v=A/nB — от соотношения меридиональ-
меридиональной и зональной скорости.
На рис. 70 представлено вертикальное распределение рз при
Q = 35° (широта 55°) на оси ложбины (г|)=я/2) и на оси гребня
(г|) = Зя/2). Опускание слоя озона в ложбине и подъем его в гребне
заметны, но невелики, около 1 км. Зато очень бросается в глаза
большое накопление озона в ложбине и дефицит его, хотя и мень-
меньший по величине, в гребне волны. Общее количество озона увели-
увеличивается в ложбине на 20% и уменьшается в гребне на 6%.
Очень важен вывод Бекорюкова, что в целом в волне количе-
количество озона увеличивается на 6—7% по сравнению с равновесным.
Таким образом, волновое движение способствует накоплению озона
в атмосфере.
Увеличение рз™ при наличии волн достигает 18 мкг/м3 при
v = 0,083, 29 при v = 0,125 и 76 мкг/м3 при v = 0,25, т. е. р3т резко
увеличивается при увеличении меридиональных скоростей в волне.
Соответствующее уменьшение рзт в гребне слабее и мало зависит
от v.
Факт, что рост В и усиление зональной циркуляции уменьшают
X в южной части зоны длинных волн и несколько увеличивают его
в северной, вполне соответствует выводу Г. И. Кузнецова о зависи-
зависимости X от индекса циркуляции (см. § 57).
80 75
Рис. 71. Вертикальный разрез распределения плотности озона
(в 10~3 см/км) при наличии меняющейся с сезоном меридиональной
циркуляции. Весна. По М. А. Гусеву.
Напомним, что эти расчеты Бекорюкова сделаны для атмо-
атмосферы, в которой нет меридиональных градиентов рсо, т. е. нет
широтных различий озона, порождаемых фотохимическими явле-
ниями. Найденные таким образом изменения рз отражают лишь эф-
эффект вертикальных движений, а не адвекции озона, влияние кото-
которой может еще наложиться добавочно.
Следующий шаг в развитии теории распределения озона в ат-
атмосфере сделал М. А. Гусев, рассмотревший уже зависящую от
времени двумерную модель — фактически уже трехмерную схему.
Он знал, что главным недостатком предыдущих^^асчетов было пре-
пренебрежение фактором времени: они не давали понятия о том, как
быстро может сформироваться или затухнуть та или иная особен-
особенность слоя озона.
Гусев предположил, что существует меридиональная циркуля-
циркуляция, подобная описанной уравнениями F2.1), с составляющими
скорости v'r и Ug, но не стационарная, а меняющая свое направле-
направление на обратное дважды в год, так что
оз=2*/т, F2.5)
248
249

где т равно одному году и где vr и ve — составляющие скоростей,
записанные в виде F2.1). Было также предположено, что и а и
Рзо тоже меняются с годичным периодом, а именно:
а=3 • lO~13^[l-fsin0-f sin со/-sin 0 sin со/],
P30=O,0012(A-10KF@)-f0,0018o[0,22A-0,004A2-l,75]X
X sin 20 sin (о/.
Здесь рзо выражено в см/км, a F(Q), как в F2.2'), равно A +
+ sin 20) при 0<я/4 и [1+B —sin 29)] при 0>л/4. Поскольку /
отсчитывается от момента равноденствия, а достигает максимума
летом и уменьшается зимой, причем амплитуда его колебаний наи-
наибольшая близ полюса (при 0=0), а средняя величина а растет
с приближением к экватору.
Численное решение уравнения F0.1), преобразованного в сфе-
сферические координаты, с учетом F2.4) и F2.5) оказалось довольно
громоздким. Ввиду малых значений а в нижней части слоя озона
колебания р3 в окончательной их форме там установились лишь
через 100 периодов. На рис. 71 представлен вертикальный разрез рл
весной и осенью, после того как колебания рз установились. Рассчи-
Рассчитанная плотность рз меняется на широте 70° с большой амплитудой:
изменение ее от весны к осени составляет 50% средней годовой
величины рз (в природе всего 33%). Амплитуда эта гораздо меньше
на широте 45°, где она составляет 19% среднего рз (в природе
26%). Рассчитанные значения как рз, так и X существенно увели-
увеличиваются с широтой.
Очень важно, что такая рассчитанная схема предсказывает на-
наличие двух главных областей повышенной плотности озона — одну
низкую и мощную в околополярной зоне, а другую высокую и более
тонкую над тропической зоной. Эти области разделены отчетливой
границей, подобной поверхности разрыва, на 0 = 0о=л/4, очень по-
похожей на описанную в главе IX границу между тропической и уме-
умеренной зонами озона.
ГЛАВА XII
ВЛИЯНИЕ ОЗОНА НА СТРУКТУРУ
И ДВИЖЕНИЕ АТМОСФЕРЫ
В предыдущих главах мы познакомились с радиационными
свойствами озона — с его способностью поглощать значительное
количество ультрафиолетовой радиации Солнца, а также инфра-
инфракрасной радиации, идущей как от Солнца, так и снизу, от Земли и
атмосферы. То и другое должно сильно меняться с широтой и се-
сезоном, а баланс инфракрасной радиации сильно зависит еще и от
влажности и температуры атмосферы в целом, определяющих по-
потоки длинноволновой радиации в ней.
Поглощение радиации, как мы увидим ниже, вызывает значи-
значительное и в то же время неодинаковое на различных широтах и
высотах повышение температуры атмосферы. Можно предвидеть,
что оно влияет поэтому на барическое поле атмосферы и ее дви-
движение.
Энергия той части ультрафиолетового спектра Солнца с Я<
<2900 А, которая поглощается в атмосфере, не достигая Земли,
составляет около 0,8% полной энергии солнечного излучения. Она
распределяется главным образом в слоях стратосферы выше 20 км
и вызывает нагревание тем большее, чем больше отношение рз
к плотности воздуха рв. Еще в 1923 г. Добсон справедливо указал,
что поглощение радиации озоном объясняет наличие теплого слоя
в верхней стратосфере. Это объяснение стало еще убедительнее,
когда выяснилось, что отношение рз/рв достигает максимума на
большой высоте — выше 35 км.
К сожалению, из-за нехватки данных о наиболее высокой части
слоя озона долгое время было трудно вычислять скорость озон-
озонного нагревания верхней атмосферы. Еще труднее вычислять вели-
величину противодействующего ему радиационного охлаждения, в осо-
особенности потому, что мы до сих пор мало знаем о содержании и
о географическом распределении водяного пара на высотах более
30 км.
Первоначально было обращено большое внимание на нагрева-
нагревание атмосферы, создаваемое инфракрасной полосой поглощения
озона. Позднее, в 1958—1959 гг. [294, 324], было доказано, что весь
радиационный баланс стратосферы и ее температура зависят
в большой степени от поглощения ультрафиолетовой радиации
Солнца озоном и что последний должен влияту7!! на циркуляцию
стратосферы. ^
251

Так возникла сравнительно недавно проблема активного влия-
влияния озона на динамику атмосферы. В ее рамках озон уже пере-
перестал быть пассивным трассером атмосферных течений и стал их
двигателем или, может быть, в некоторых случаях их тормозом.
§ 63. Функции нагревания атмосферы
Как мы показали в главе VI, озон может поглощать радиацию
в широком диапазоне длин волн (д<1,14 мкм), распадаясь при
этом. Поскольку непосредственно па диссоциацию его молекулы
расходуется в таком случае небольшая энергия—1,09 эВ, осталь-
остальная энергия поглощенных квантов может пойти на возбуждение
возникающих при этом частиц О2 и О, например,
Такой процесс происходит, если Я.^2355 A, /zv^5,26 эВ, т. е. за
вычетом нужных для диссоциации 1,09 эВ остается 4,17 эВ, доста-
достаточных, чтобы поднять атом О до уровня ([S). Через [32~] при
этом обозначается основное (невозмущенное) состояние моле-
молекулы Ог.
При Я^2655 А и /iv^4,67 эВ атом О может быть возбужден до
более низкого уровня AО), а молекула Ог возбуждена до уровня
[12+], на что требуется 1,62 эВ. Высвечиваясь, последняя дает так
называемую атмосферную полосу кислорода с % = 7620 А. Наконец,
при Я^3080 А, как мы уже упоминали в § 24, происходит возбуж-
возбуждение 62 до состояния ^Ag), из которого молекула СЬ переходит
в нормальное состояние, испуская инфракрасные атмосферные по-
полосы— радиацию с к = 1,07 и 1,27 мкм.
Молекула или атом в возбужденном состоянии могут:
а) высветиться спонтанно, на что, например, О (*S) требуется
в среднем 0,74 с, О DD) — 110 с и О2 (*S+) — 10 с;
б) испытать тушение при столкновении с другой частицей, пе-
переводящее энергию возбуждения в тепловую;
в) передать энергию другой, невозбужденной частице с более
коротким временем пребывания в возбужденном состоянии.
Напомним, что процесс «а» называется флюоресценцией и что
он ведет непосредственно к утечке энергии из данного объема газа.
В частности, свечение атомов OAD) и O^S) достигает поверхности
Земли в виде «свечения ночного неба».
По подсчетам Е. А. Жадина и др. [60], доля т] поглощенной озо-
озоном в полосе Гартли энергии, переходящей «на месте» в тепло,
становится заметно меньше единицы лишь на высотах 40 км и более.
Согласно новейшим расчетам Ципфа и наблюдениям Уоллеса за
инфракрасным свечением Ог, потери солнечной энергии на высве-
высвечивании Ог и O(!S) малы повсюду и г]~1 во всей мезосфере и
стратосфере.
252
Ниже 40 км практически вся поглощенная озоном энергия идет
па нагревание атмосферы.
Нагревание, создаваемое озоном, можно выражать, вычисляя
соответствующее повышение температуры dT/dt, например, в гра-
градусах в сутки. Или, допустив существование одновременно дейст-
действующего определенного механизма охлаждения, можно вычислить
то равновесное распределение температуры Т(г), которое должно
возникать в озоиосодержащен атмосфере. Второй способ оценки эф-
эффекта озона более нагляден, чем первый, потому, что рассчитанное
распределение температуры легко сравнить с наблюдаемым. Но ну-
нужно помнить, что лучистое равновесие в атмосфере достигается
сравнительно медленно и, вероятно, легко нарушается многими
факторами — изменениями влажности, вертикальными движениями
и пр. Это заметно затрудняет интерпретацию рассчитанных по ра-
радиационному балансу кривых Т(г).
Расчеты dT/dt делались еще в 1954 г. Прессманом и в 1958 г.
Мергатройдом и Гуди, которые нашли, что нагревание достигает
около 15° С/сут на высоте примерно 50 км.
В 1967 г. В. И. Бекорюков, Р. Б. Белич, Л. А. Рязанова и
Б. Н. Трубников [13] смогли уже использовать многочисленные но-
новые данные о рз(-г), чтобы построить вначале вертикальные раз-
разрезы рзB) от Северного полюса до 10° с. ш., затем разрезы коли-
количества тепла Е, поглощаемого в 1 см3 за 1 с,1 и, наконец, разрезы
dT/dt. Наибольшее поглощение тепла происходит над летней поляр-
полярной областью, где Е достигает 1,4- 10~10 кал/(см3-с) на высоте 25 —
26 км. Здесь, следовательно, находится главный источник тепла
в стратосфере. Отсюда Е медленно убывает вверх до 0,2X
Х10~10 кал/(см3-с) на высоте 50 км и значительно быстрее убы-
убывает вниз. В период равноденствий ?~ 1,2 • 10~10 кал/(см3-с) над
тропической зоной на высоте тоже около 27 км.
В отличие от Е, скорость нагревания
достигает максимума на значительно больших, чем Е, высотах
D8—50 км) из-за быстрого убывания знаменателя F3.1) с высотой.
Величины dT/dt, вычисленные Бекорюковым и др. (рис. 72), близки
к значениям, найденным Мергатройдом и Гуди, достигая 16° С/сут
над летним полюсом и уменьшаясь до dT/dt^l°С/сут на уровне
20 км.
Для динамики атмосферы, конечно, наиболее важно выяснить,
в каких областях атмосферы земного шара это радиационное на-
нагревание может создавать значительные горизонтальные гради-
градиенты температуры. На рис. 72 видно, что наибольшие градиенты
существуют:
1) в слое атмосферы приблизительно между 40 и 60 км, в осо-
особенности в умеренных широтах летнего полушария; здесь,
1 Следует помнить, что на рис. 3 в статье [13] Е нанесено в 10~10 кал/(см3-с).
253

следовательно, летом нарастание восточной составляющей ветра
с высотой наибольшее;
2) в высоких широтах (ф^50°) зимнего полушария на краю
области полярной ночи. Здесь, следовательно, зимой нарастание
скорости западного ветра с высотой особенно быстрое.
км
70 г
0,05
I ^*0,1 ""«^ 0,05
1 I 1 I ! 1 I I I I ( I ! I I I I f I
Февраль
Август
Май
Ноябрь
90 70 50 30 10 010 30 50 70 90° 90 70 50 30 10 010 30 50 70 90°
С.п. Ю.п. С.п. Ю.п.
Март Сентябрь Июнь Декабрь
Рис. 72. Широтно-сезонный ход вертикального распределения скорости
нагревания озоносферы (°С/сут). По В. И. Бекорюкову и др.
Это лишь один пример возможного влияния озона стратосферы
на ее циркуляцию.
Для того чтобы составить себе представление о стоке избыточ-
избыточного «озонного» тепла и о радиационном равновесии в стратосфере,
мы заимствуем у А. Ф. Кивганова [67] диаграмму вкладов различ-
254
ных газов атмосферы в ее радиационное охлаждение (рис. 73).
Диаграмма эта составлена для лета умеренных широт. В виде
опыта автор взял два предполагаемых распределения влажности —
для сухой стратосферы E, по Грэнтему) и для влажной F, по Гут-
нику), а также промежуточную модель ВР водяного пара. Из
рис. 73 видно, что вклад озона (кривая 3) в охлаждение незначи-
незначителен, вклад СО2 существен, а влияние водяного пара может быть
либо очень малым, либо подавляющим в зависимости от того, ка-
какое его распределение в атмосфере мы выберем.
км
Рис. 73. Оценка вкладов отдель-
отдельных поглотителей в радиацион-
радиационное выхолаживание верхней
атмосферы. Лето. Умеренные
широты. По А. Ф. Кивганову.
1 — водяной пар (модель I), 2 — уг-
углекислый газ, 3 — озон, 4 — суммар-
суммарное влияние всех поглотителей (во-
(водяной пар но модели I), 5, 6 — во-
водяной пар.
-в
-6 -4 -2
dT/dt°C/cym
Рисунок 73 приводит нас к тому печальному выводу, что необ-
необходимо иметь более подробные сведения о влажности атмосферы,
прежде чем пытаться улучшить эти расчеты радиации. Несмотря
на это, нам все-таки ясно, что существует избыток нагревания
A3° С/сут на высоте 40 км) над охлаждением (—8° С во влажной
стратосфере), который должен компенсироваться уносом тепла
воздушными течениями.
Еще в 1961 г. в работе [295], упоминавшейся выше, исходя из
расчетов радиационного баланса, Мергатройд и Сингльтон вычис-
вычислили вертикальные скорости движения воздуха, необходимые
для того, чтобы рассчитанное по радиационной модели распреде-
распределение температур привести в соответствие с наблюдающимся
в природе. Для этого, например, атмосфера зимнего полушария,
от 20° до полюса, на высотах от 20 до 80 км должна быть охвачена
нисходящим движением со скоростью, на высотах 30—50 км рав-
равной около 0,1—0,4 см/с.
В отличие от этой работы, А. Ф. Кивганов [67] попытался
«убрать» избыточный приток тепла на высотах 40—60 км только
с помощью турбулентности, пренебрегая горизонтальной и вер-
вертикальной адвекцией воздуха. Выяснилось, что для этого нужна
очень сильная турбулентность, с D = 106 см2/с и более, и мы
не знаем, может ли турбулентность стратосферы достигать такой
255

интенсивности в области очень мощной инверсии температуры. Ве-
Вероятно, обычная турбулентность одна не может объяснить верти-
вертикальное распределение температуры, существующее в страто-
стратосфере, как не может она объяснить и ВР озона.
Заметим здесь, что в своей последней работе по фотохимии озо-
носферы Николе [299] полагает, что даже значение коэффициента
турбулентной диффузии D = 105 см2/с слишком велико для мезо-
сферы.
Схема Мергатройда и Сипгльтона указывала, что над зимним
полушарием должна существовать в стратосфере почти па всех вы-
высотах меридиональная составляющая скорости порядка 30—50 см/с,
направленная к полюсу. Она может обеспечить перенос в поляр-
полярную область сравнительно теплого воздуха и приток озона, каковы
бы пи были там условия фотохимического равновесия озона во
время полярной ночи. Различное распределение озона во время
полярной ночи над Арктикой и Антарктикой, так же как и разли-
различие температур, вероятно, зависит от неодинаковых условий адвек-
адвекции озона из более низких широт в это время.
§ 64. Озон и вертикальное распределение температуры
Если отвлечься пока от трудной и весьма обширной проблемы
циркуляции атмосферы, то для исследователя ее верхних слоев мо-
может быть важен вопрос о вертикальном распределении темпера-
температуры, зависящем от присутствия озона в воздухе. График этого
распределения, или, вернее, вклада озона в него, может сильно от-
отличаться от графика ВР р3, Е и dT/dt, которые мы изучали выше.
В то же время оно определяет устойчивость слоев стратосферы,
а следовательно, и возможность развития вертикальных движений
и турбулентности. Последние, конечно, зависят от деталей кривой
ВР температуры, т. е. от Т(г).
Оценить влияние озона на равновесную температуру атмосферы
попытались Манабе и Штриклер [284]. Они предположили, что
в стратосфере существует радиационное равновесие и что в тропо-
тропосфере, которую они обозначили как «конвективный слой», сущест-
существует некоторое перемешивание («приспособление»), поддерживаю-
поддерживающее существование определенного равновесного градиента, равного
6,5° С/км.
На рис. 74 представлено по [284] вертикальное распределение
скоростей радиационного нагревания и охлаждения, связанных
с поглощением коротковолновой и длинноволновой радиации озо-
озоном, СО2 и паром НгО для атмосферы, находящейся в радиацион-
радиационном равновесии. Позднее эти расчеты более детально развили Кун
и Лондон [435]. Они показали, что максимум радиационного охлаж-
охлаждения, вызываемого инфракрасным излучением водяного пара
(с Я = 80 мкм), СО2 и Оз, достигает 6° С/сут на уровне около 50 км
на всех широтах. С этого уровня оно убывает кверху и в слое 70—
80 км сменяется инфракрасным нагреванием, над летним полюсом
превышающим 4° С/сут.
Особенно интересен заимствованный у Манабе и Штриклера
рис. 75, на котором представлены вертикальные распределения тем-
температуры до высоты 40 км, которые теоретически были бы при
наличии лишь одного водяного пара, пара +СО2 и комбинации
О3 + Н2О + СО2. В первых двух случаях рассчитанное распределе-
распределение температуры очень похоже на предсказываемое классической
мб
1000
-2 0 2
Изменение температуры
Рис. 74. Скорость радиационного нагревания (охлаждения), вызван-
вызванного поглощением коротковолновой радиации Солнца (S) и собствен-
собственным излучением длинноволновой радиации (L) водяным паром Н2О,
углекислым газом СО2 и озоном О3. По Манабе и Штриклеру.
теорией Шварцшильда с той лишь разницей, что в тропосфере
дТ/dz «закреплено» на значении 6,5° С/км. В третьем случае озон
создает бросающееся в глаза огромное повышение радиационной
температуры в стратосфере. Оно начинается сразу над тропопаузой,
и на уровне 40 км радиационная температура при наличии озона
становится на 90°С (!) выше, чем без него.
Этот вывод о большом влиянии озона на тепловой режим стра-
стратосферы крайне важен для понимания значения озона и для строе-
строения и динамики атмосферы в целом. Ясно, что столь интенсивное
нагревание существенно меняет барическое поле, приподнимая изо-
изобарические поверхности.
256
17 Зак. № 513
257

Вычисления Манабе и Штриклера, иллюстрируемые рис. 75,
были сделаны для ф = 35° с. ш. и для зенитного расстояния Солнца
? = 60°. Нет сомнения, что «озонное» повышение температуры дол-
должно сильно зависеть от широты. В частности, это продемонстриро-
продемонстрировала и теоретическая «модель» строения атмосферы, рассчитанная
Манабе и Хантом [433]. Они обнаружили резкое уменьшение
мб
1000
1hO
180
220
Температура
260
300° К
Рис. 75. Вертикальное равновесное распределение температуры до высоты
40 км, обусловленное радиационным обменом водяного пара, углекислого
газа и озона и их сочетаний. По Манабе и Штриклеру.
Усл. обозначения см. рис. 74.
вклада радиации в нагревание стратосферы и даже смену его ра-
радиационным охлаждением в более высоких широтах.
Некоторое представление об этих широтных и годовых разли-
различиях дают нам цитированные выше расчеты Бекорюкова и др.
Соответственно им изобарические поверхности будут приподняты
озоном больше всего над летним полюсом, а в дни равноденст-
равноденствий— сильнее всего над тропической зоной.
Вместе с тем рис. 75 нам подсказывает, что присутствие озона
объясняет повышение температуры над тропопаузой, типичное для
тропических широт. Объясняется им и «отсутствие» тропопаузы
во время полярной зимы (ночи), когда исключается нагревание
258
атмосферы озоном, поглощающим коротковолновую радиацию
Солнца.
Один из интересных выводов из численных опытов Манабе и
Штриклера состоит в том, что в рамках их модели температура
тропосферы не зависит от влияния озона. Если это так, то напрасно
было бы искать непосредственное влияние озона на климат или
изменения погоды.
Важен для синоптика и тот вывод Манабе и Штриклера (за
недостатком места мы не приводим соответствующего рисунка), что
радиационное и термическое равновесие в стратосфере достигается
сравнительно медленно. Соответственно время термической релак-
релаксации т на уровне 20 км — около 26 дней, на уровне 30 км — около
17 дней. Поэтому изменения температуры ото дня к ночи, связанные
с меняющимся поглощением озоном солнечной радиации, должны
быть в стратосфере малозаметны, а изменения ее с наступлением
полярной ночи велики, поскольку длительность последней велика
по сравнению с т.
Наиболее труден, конечно, вопрос о циркуляции атмосферы,
которую создает озон. Как мы видели выше, вызываемое последним
нагревание очень значительно и в большой мере определяет темпе-
температурное поле стратосферы. Это значит, что трудно ставить вопрос
о различии форм циркуляции, которые наблюдались бы при нали-
наличии озона и без него. Возможно, озон является главным фактором
этой циркуляции.
Теоретическое исследование последней с учетом подробных дан-
данных о функции нагревания, несомненно, еще дело будущего. По-
Поэтому мы лишь ради примера приведем здесь некоторые выводы
из работы Леови, намечающей путь дальнейшего исследования
[276].
Леови выбрал некоторую модель «внешнего» нагревания атмо-
атмосферы, в общем более слабого, чем предполагалось в цитированных
выше работах. В этой модели нагревание не превышало ±8° С/сут
на высотах 50—60 км. Леови рассчитал соответствующую модель
циркуляции атмосферы, вертикальные и горизонтальные скорости
и их изменения в течение года. Вначале, в модели I, он учел неко-
некоторые простейшие предположения о вязкости и теплопроводности.
При их наличии должна возникать циркуляция с нисходящим дви-
движением в зимнем полушарии и восходящим — в летнем, со скорос-
скоростями до ±2,8 см/с на высоте около 55 км. Меридиональная ско-
скорость в стратосфере должна быть везде направлена в сторону
зимнего полушария (где, очевидно, воздух должен опускаться в тро-
тропосферу), и величина ее может достигать 70 см/с.
Одновременно должны возникать околополярные зональные
вихри, направленные с запада в зимнем полушарии и с востока
в летнем, имеющие большую скорость — до 80 м/с.
Таким образом, по представлениям Леови должна существовать
меридиональная циркуляция от полюса до полюса, в отличие от
типичной для тропосферы циркуляции между низкими и высокими
широтами отдельно в каждом полушарии.
17*
259

Мы не будем здесь останавливаться на других моделях диссипа-
тивных процессов и на граничных условиях, которые Леови рас-
рассмотрел в последующих своих расчетах. Упомянем лишь его вывод,
что наличие твердых границ вверху и внизу (т. е. отсутствие об-
обмена воздухом и энергией между стратосферой и тропосферой)
должно заметно увеличивать меридиональную и зональную ско-
скорость циркуляции. Это значит, что тропосфера служит значитель-
значительным стоком кинетической энергии, вырабатываемой благодаря на-
наличию в стратосфере больших источников и стоков тепла.
Несомненно, проблема трансформации энергии, накопляющейся
таким путем в стратосфере, сложным образом связана с пробле-
проблемой динамических влияний озона. Дальнейшие шаги в этой области
должны помочь сделать уже специалисты по динамической метео-
метеорологии. Они должны показать, как кинетическая энергия глобаль-
глобальной циркуляции, подобная описанной выше, может превращаться
в энергию атмосферных вихрей, циклонов и волн или, наоборот,
тормозить последние, создавая некоторый «радиационный конт-
контроль», регулирующий течения стратосферы. Поскольку радиацион-
радиационные процессы сравнительно медленно вмешиваются в изменение
структуры атмосферы, такой контроль должен прежде всего сказы-
сказываться па течениях и волнах большого масштаба в более высоких
слоях стратосферы. Изучение его должно быть одним из завер-
завершающих звеньев в исследовании цепи процессов образование
озона ->- перенос его-^влияние его на температуру и барическое
поле —>¦ перестройка циркуляции —^перераспределение озона в ат-
атмосфере.
РЕЗЮМЕ
Исследование атмосферного озона имеет большое практическое
значение для работы высотной авиации, а также для изучения
циркуляции атмосферы. Для наблюдения озона предложены раз-
различные оптические и химические методы, применяемые с Земли,
самолетов, ракет и спутников. Использование последних даст иссле-
исследователям большое преимущество, так как позволит получать для
всего земного шара однородные данные об озоне. Важной является
и разработка простого, годного для массовых наблюдений спектро-
спектрофотометра.
Фотохимическая теория дает основу для понимания главнейших
процессов образования и разрушения озона и для первичной интер-
интерпретации результатов наблюдений. Необходимость учета большого
числа различных реакций, в частности с водяным паром, однако,
делает очень трудоемким дальнейшее развитие этой теории.
Вертикальное распределение озона в атмосфере обнаруживает
многие правильные закономерности, в том числе связи с климати-
климатическими условиями и некоторыми формами воздушных течений
синоптического масштаба. Географическое распределение общего
количества озона выявляет четкое различие между тропической зо-
зоной (охватывающей 57% поверхности Земли), где содержание
озона мало, очень постоянно и лишь изредка испытывает влияние
атмосферных возмущений, и между умеренной и полярной зонами,
где содержание озона в целом велико, сильно меняется с сезоном
и широтой и очень существенно зависит от быстрых динамических
процессов атмосферы.
Замечательна связь изменений озона, находящегося в основном
в стратосфере, с возмущениями нижней тропосферы, с фронтами
и циклонами. Обращает на себя внимание также связь колебаний
озона с длительными (продолжающимися по многу месяцев) изме-
изменениями общей циркуляции атмосферы.
Исследование показало, что можно создать некоторые числен-
численные модели фотохимических реакций и переноса озона общей цир-
циркуляцией атмосферы, описывающие ряд важных особенностей наб-
наблюдаемого распределения озона. В частности, ими описывается
различие высокого и низкого слоев озона в тропической и полярной
зонах, механизм адвекции холодного, богатого озоном воздуха из
высоких широт и пр. На очереди стоит и решение прямой задачи
о влиянии озона на функцию нагревания стратосферы и далее на
циркуляцию последней.
Таким образом, выясняется, что озон, присутствующий в атмо-
атмосфере в очень незначительном количестве, оказывает заметное
влияние на ее свойства и может служить одновременно для диаг-
диагноза и для изучения ее горизонтальных и вертикальных движений.
261

SUMMARY ПРИЛОЖЕНИЕ
Study of atmospheric ozone is of great use as for high aviation
practice as for investigation of stratospheric circulation. There are
many methods, optical and chemical, for measuring ozone from gro-
ground, aircraft, rockets and satellites. Latter will have a great advant-
advantage of allowing to get a continuous data of ozone of the whole Earth.
Of great importance also will be a construction of a new simple spec-
trophotometer appropriated for an extended network of observatories.
Modern photochemical theory provides a basis for understanding
the main processes of formation and destruction of ozone and for
overall interpretation of observational data. The improvement of
such a theory altogether will be impended somewhat should we
take in account greater number of reactions, including such with
water vapor.
Vertical distribution of ozone is well connected with cli-
climatic conditions and with some forms of airflow of synoptic scale.
When studying the geographical distribution of total ozone one can
see a drastic difference between tropical zone (ca 57% of earth's
surface) with its small and constant quantity of ozone and rare
disturbances, and moderate and polar zones, with great though very
variable amount of ozone, depending strongly of latitude, season
and fast dynamical processes. Curious is also connection between
the stratospheric and low tropospheric ozone fronts and cyclones,
and ozone variations coupled with the long-term (of the order of
many months) general circulation pulsations of atmosphere.
It is possible to construct numerical models of photochemically
and dynamically driven ozone circulation in the atmosphere. Such
models describe some observed pecularities of ozone distribution,
in particular the existence of high, poor in ozone, tropical layer and
low thick polar layer of ozone. The mechanism of cold advection,
bringing much ozone from polar latitudes, is also explained in such
a manner.
A direct problem of ozone influence on circulation is also arisen,
presumably of slowing-down of circulation, due to the differences
in warming function.
In general, the small constituent of atmosphere as ozone is,
has a marked influence on its properties and can at the same time
serve for diagnosis of horizontal and vertical air motions.
262

GO CO GO GO OO СО СО
-<1 CD Сл 4^ СО to м
3g
CO
О
* g
И
CD ^>
X О
o\ x
CD О
-о ^
CD
5
43
э to to to to to to to to ._.
> CD OO ^ CD СП 4^. CO tO мС
t) H i О ^ 5
л к со со о 2
'го
о
CD
s
CO
X
о
*~1 5
о о
О Со
X
ЬС00СО0000000000СО
2 СО СО СО СО СО СО СО СО
ЮСОм*OOCH-<JCD'—' ОО CD СО м-* »—i »—ч-* cD QO
СО СО 4^ СО 4^ СО tO
00 О5 СЛ СХ> i—1 4^ О
tO -vj OO )—* 00 С5 -^4
to
Со ^ Со 4^0о4^4^4^4^Со
cD4^cp McD4^tC4^Oc~
ОС СО СО "
CO 4^ CO 4^ 4- Co
00 О ОС i— OO CD
Ю СЪ 4^ Ю О CD
4 4 4^ Co Co
СО О CO CD ОС
Ю 4^ to C^ to
Ю C5 OO i— 00 C^ •—
to о
СО СО СО СО СО 4^ СОСОСО
4^ CD CD CD CD м
CD Ч ОС ОС Сл Ю
Co Co 4^ Co Co Co Co
4^ IO О OO CD ОС Сл
ОС oo Сл 4^ —' <C^ O0
tO CO
CD O2
ос со
¦1 ОС
to Ю CO CO Co CO 4-
CD CD j От tO CD to
) 0C 4i
oc >—* oo cd cd
(ОСО
О VD
;tOtC00C0C0C0C0000000M0000
j "*vi cD 1С tC Сл Cw 4^ 4^" Co to CD Co *—k
i>—'i—O5 4 4^ м« СЛ CO i-' м ос 1О ^0 ]
CDCD-O)—*>—'
о to
о Co Co tc Co
СП О 'D CD -i CD ЧСО
C- >—» oc CD
?С Z,O СО СО (С СО СО
CD -^ СП СО CD 4^ м-
_4^^-^j4- CO CD CO
to оо ос >—i ос -vj •—
COtCtCCOCOCOtCCOCOCOtOtCCOCs
Ом1-С0110С7)^СООмОСЛ1ч
tO CO CO С
CDCnM С
OO ОС СП •
ю to Со со со
CD ^1 СО м о
' 4^ СО м CD ОС
1С СО
4^м
tO CD I
tO м
о
СО [О СО tC tO СО tO СО СО tC tO tO 1С 1С
ОСЛ>ЧС?ССм'00м«1-1с?H0С0Х0С
СлСлСО-^ICDOOCDCOtOOO-^ltOCDO
о со
CO tO CO
м oo О
cD^
to to Со to со со to
т- CD (О CD м о ОС
ОС От м 00 О 1С н~
(С ОС ОС м ОС CD м
Со —
to со t
4^>—'С
C0OC
со to to to to со со со to to to tc to
О^СдсСХ'-'Смчх^СОС
OM-*00C0OCnCDC0-^M-*C0t4^tC
ic ю to
CD CD -^
Ci О CD
.^j_.h_^w 3 П
3 '-CO tO CO 1С CO tO
\CO_p CD CD 4^ CD
tO tO CO CO CO tO К
nIOimOm^vJ
CD OO^OC OOlOk
CO 00 ОС м ОС CD м-
CO
со to to со to со со со to со tc to to to
1С CD СП •-* 00 tC CO м CD О -O CD CD C
СООЧ1-'OOJii-lCO4^CDCDG4'—* О
D CD О
Со Со Сл
mmCt
О
tc со со со со со со
ОС 4=* С 00 м 1С О
CD ' tC О СО Сл tC 1С
Z/C: tC Со СО
О CD м м
м и_^ ОС СЛ *
СО ОС ОС — ОС CD CD
СО
tO- С
ОС От
CD ^
tCC0tO00C0C0C0CO4^C0C0tCfC00C0tC00tCC0
^ССОО4^С750См4^4^00ф©Ю^мсОСО
СО Со tC СО СО С
ЧЧООмСС
00 к, Сл Сп ОС С
СО tC CO CO CO CO tO
4^ CD СП 4^ Сл »—i СГ-
ОО -vl CD -vj tC О СО
СО ОС 00 I— 00 CD CD
СО
00 CO CO 4^ Сл CO
CO ОС 00 i-* О CO
i— tO CD CD I tO —'
OO i—
о
CO COCO CO
-<J нР^ -<I O0
mQ^CD
>—* СЛ CD CD >—'
i -tei i
S5
CD
4^ 4^ 4s. ^. Cn 4^-
•—'»-* О Сл —Со
- --:м I CD О
Сл CO CO 4^ CO
о -<i to to cn
О CO -vj O0 CD
CO COCO 4=»
CD CD CD CD
CO О CD 4^
ь_* ^-l -O ^^ CO tO •—* •¦
o
45* 4^ Cn
CO О CO
* ОС м CD м СП СП м
о to
О •—' Сл CD CD •—*c
•—' tO j ¦OCoCnCDCO
CO CO CO CO tO CO CO
CD 1С м •<! 00 СЛ OO
4^ CO CD X j -vj Ю CO
COCO
СЛСО j CDcDCnCniC
COtOCOtCCOCOtOCOCOCOOOCOCOCOCOCOCO
CDtOtCrOOCDcDOOCD)—^OOCDCD
1 м i-* i-* CD
tO CO CO
Сл tC 4^
1 О ! 00 00 CD
CO CO CO 1С CO 1С CO tC 1С
4CCCtO0CCD
CO CO CO ГО CO CO
^ Q to
* м ОС ОС СП
CO
СП »— м 4^—i to
to со to to со to со oo
CD 1С CD CD CO СП м i—i
^cD^4^00| 4iCna
J CO CO tO CO tO CO tC 1С ГС tC tO tC CO 1С
JtOф* >—+ >—*tOCO~<ItOCDCDCD)—' О
DtCО^4CD04CD
tO CO tO tO tC tO
ОС Ю Ч СЛ СЛ СС
aO4CC4^
м ^ oc CD Сл
CO
JCOfOtOOOtOtO COCO
)C!?XmOOn)CO
2 4- CO CO tC tO О О Ю
to со со to t с to Co to to to tc to to
GeOOOCcDCnMCOOCCDCn-^Cn
м» ^ CO CO CD 1С Ci v] 0C CO 1С v! CO
оо j ! м
tO tC CO !O CO tC CO tO 1С
OCcDO-OCoCnCOOCcD
CD К/ н^. CD 1С CD CD м CD
tO tO CO tC tO CO CO tO tC CO tO tC tO CO
ЧОО»-' О О м> tO i-'CDCDCDCnOOt—*
4CDCoCn<l~<icD'<lMcDCOC'icDOO
*м 0С CD СП м ОС tO м i-- у
¦* CD i—' »¦
to
to
CO tC iC CO
CXCOi
CO Сл -»-l м
СО tO СО
00 CD СО
ОС tO м
tC tO CO 4^ tC
CO ОС 4*» м -<1
CD tO •^j CD 4^
СО tO tO СО
О -^ ОО CD
-^ м-* СЛ tO
CD CD CD i—'
CO CO
tC м
CO I tO
CO tC CO CO
to x >—'-^
4 >- CD tv
м ОС ОС СП
4^ CO CO
СООЧ
Cn to м-
COC
CDC
00 A
CO tO CO CO
5^o2cD
-<l Co'cn—1
m»(Q tO
to Co
CD CD
сл со '
tOtOCoCOCOCOCOCoCo
CDCDCCOOCDCD^^
CoCOtOCOC
^1—i-^acoC
4C4tOe
CO CO CO
OO tO м
CD tO CD " Co м
Co Co Co Co Co
-<I CD 4^ СЛ CD
00 м j CD CD tO
CO CO CO CO CO CO CO
CO О -<I Сл CD 4^ О
>?*. CD 4^. CD 4^. 4^ *^1
tC CD 00 м ос СЛ ^
to
CO CO CO CO
4^ 4^. -<J CO
tO м I JCD_CH
ОС 00 СП ^~'
О
CO 00 00 CO
tO CO CO OO
OO 4^ 4^ CD
—* CDCnCn CD
tO
CD
CD
CO
to
Ю
Co
Cn
to

X?
п/п
66
67
68
69
70
71
72
73
74
75
76
77
78
79
80
81
82
83
84
85
86
87
88
89
90
91
92
93
94
95
96
97
98
99
CiaiiLHH
Владивосток
Алма-Ата
Саппоро
София
Мон-Луи
Бедфорд
Винья-ди-Валле
Абастумани
Неаполь
Форт-Коллинс
Боулдер
Эльмас
Стерлинг
Вашингтон
Сильвер-Хилл
Лиссабон
Душанбе
Мессина
Ашхабад
Уоллопс-Айленд
Нашвилл
Татено
Альбукерке
Сринагар
Касабланка
Хаббания
Форт-Уэрт
Мидлеид
Колон-Бешар
Кагосима
о. Торисима
Таллахасси
Кветта
Дели
I
436/9
336/10
429/11
346/3
320/7
361/6
35S/12
294/6
325/10
324/5
339/5
337/12
342/6
333/2
—
290/5
287/5
360/12
310. 8
._
331/7
33S/12
ЗОН/4
321/8
—
290/1
—
282/11
271/4
295/4
270/8
277/12
II
438/9
355/10
442/12
346/3
343/7
396/6
372/12
347/6
332/10
347/5
372/5
347/12
36')/б
35? / 2
—
318/5
290/5
364/12
318/8
- —
359/6
356/12
330/4
316/8
_
—
...
310/1
311/1
293/11
288/4
315/4
271/8
282/12
III
429/9
346/Ю
446/12
314/3
364/8
410/6
386/12
336/6
339/10
361/5
382/6
359/12
376/6
362/2
.—
325/5
257/5
382/12
305/8
—
360/7
377/12
318/4
316/8
—
._
303/1
.—.
314/12
315/4
314/4
294/6
284/12
IV
389/10
323/10
407/12
340/4
371/8
394/6
389/12
338/6
338/9
355/5
370/6
364/12
378/6
366/1
—
327/5
229/5
387/12
286/8
- -
347/7
360/12
317/4
313/8
347/1
- -
._.
292/1
268/1
315/11
320/4
313/4
313/7
282/12
V
356/10
297/11
394/12
343,3
357/8
393/6
368/12
304/6
318/10
339/5
360/6
351/12
361/6
366/1
—
324/5
234/5
370/12
251/8
—
356/7
358/12
308/4
308/8
335/1
—
—
300/1
316/11
327 4
329/5
307/7
277/12
VI
329/10
281/10
370/12
311/3
348/8
361/6
352/12
289/5
307/10
320/6
346 '6
338/12
347/6
370/1
—
306/5
218/5
354/12
245/7
334/1
327/7
344/12
300/4
302/8
347/1
—
359/1
291/1
___
309/11
311/4
324/5
291/7
273/12
VII
257/10
266/12
331/12
292/3
327/8
337/6
328/13
264/8
286/11
302/6
316'6
312'13
335/5
324/2
345/1
284/6
203/6
326/13
207/7
324/1
336/7
311/13
290/4
285/9
320/1
293/1
345/1
293/1
—
283/12
295/4
317/5
270/8
263/13
VIII
242/11
260/12
304/12
282/3
3168
330/6
315 13
268/8
276/11
296/6
318/6
307/13
322/5
320/2
327/1
283/6
203/6
322/13
197/7
__.
327/7
295/13
284/ 1
280/9
309/ 1
289/1
322/1
278/1
277/12
284/4
309/5
264/9
258/13
IX
267/11
262/12
307/12
288/3
301/8
316/6
307/13
258/8
271/10
286/6
305/6
303/13
306/5
293/2
318/1
280/6
216/6
319/13
214/7
—
310/7
287/13
262/4
278/9
299/1
286/1
302/1
270/1
—
271/12
275/4
295/5
259/9
259/13
X
294/12
276/12
307/12
275/3
287/8
311/7
296/13
255/8
262/10
274/6
292/6
293/13
296/5
302/2
288/1
249-6
232/6
310/13
230/7
._.
298/7
280/13
263/3
277/8
298/1
281/1
284/1
257/1
238/1
269/12
267/4
285/5
258/9
261/13
XI
327/12
286/13
326/12
284/3
294/8
313/7
302/13
255/8
271/10
278/6
294/6
295/13
299/5
287/2
310/1
250/7
250/6
312/13
252/8
300/1
300/7
273/13
264/4
281/10
302/1
293/1
297/1
.—.
259/12
253/5
279/5
255/9
259/13
XII
386/11
314/13
293/12
312/3
306/8
338/7
333/13
275/8
300/10
300/6
327/6
319/13
322/5
308/2
340/1
281/7
268/6
341/13
274/8
290/1
312/7
312/13
290/5
288/8
317/1
294/1
306/1
-
__
268/12
256/5
282/5
273/9
267/13
Среднее
годовое
343/8
300/10
369/12
312/2
328/7
355/6
342/12
292/6
302/10
315/5
335/5
327/12
338/5
333/1
—
293/3
243/5
346/12
256/7
—
357/7
322/12
296/3
298/8
—
¦—-
—
--
—
286/10
283/4
305/4
280/5
270/12
Бенарес
Тайбэй
Маунт-Эбу
о. Маркус
Ахмедабад
Таманрассет
Калькутта
Мауна-Лоа
Черильо
Кодайканал
Буниа
Гап
о. Кантон
Киншаса
Уанкайо
Дарвин
Претория
Брисбен
Вумера
Перт
Буэнос-Айрес
о. Солсбери
Аспендейл
Веллингтон
Пуэрто-Монт
Гобарт
о. Кергелен
о. Маккуори
о. Арджентайн
Мирный
Дюмон-д'Юрвиль
Сева
Бодуэн
Халлетт
Халли-Бей
Литл-Америка
Бэрд
Амуидсен-Скотт
263/6
262/4
244/2
236/6
242/9
173/1
210/6
259/8
230/2
234/12
226/1
251/4
265/2
259/5
258/3
259/5
282/12
279/4
300/12
309/6
297/1
302/2
381/9
325/8
308/9
278/6
381/2
320/2
339/1
348/2
314/8
310/1
308/5
313/8
267/6
281/4
244/2
246/6
249/9
195/1
259/7
267/8
245/2
240/12
232/1
261/3
248/1
262/2
261/6
260/3
254/5
273/12
. .
274/4
.
294/12
340/6
293/1
299/2
368/9
312/8
292/9
294/7
297/4
321/3
331/2
314/3
294/8
300/1
2.83 '5
290/8
288/6
300/4
252/2
263/6
260/9
267/2
274/7
276/8
277/3
249/12
250/1
261/3
246/1
262/2
260/6
278/3
257/5
273/12
.
274/1
270/8
—.
288/12
280/7
280/1
288/2
362/9
305/8
288/9
300/6
286/4
314/3
319/2
320/3
286/8
—
294 '5
270/2
308/6
312/4
256/2
293/6
263, 9
278/2
278/7
293/8
280/3
259/12
247/1
266/3
243/1
262/2
256/6
262/3
261'
278/12
—
280/1
275/5
—
285/12
287/7
293/1
300/2
321/9
318/8
282/9
296/4
242/4
304/1
299/2
315/3
278/3
_..
282/2
288/4
298/6
316/4
251/2
306/6
269/9
258/2
284/7
293/8
241/3
266/12
250/1
263/3
257/2
255/6
258/4
249/5
278/12
—
279/1
274/5
306/1
303/12
296/7
307/1
316/2
361/8
324/8
297/4
304/1
202/2
298/1
299/1
338/2
282/3
—
283/3
288/5
290/6
308/4
257/2
294/6
266/9
192/1
280/7
288/7
232/3
250/12
243/1
267/2
_..
265/2
250/1
257/4
256/6
284/12
___
284/1
292/4
308/1
325/12
325/8
303/1
342/2
360/6
343/8
308/4
326/1
236/1
298/1
290/2
283/2
269/3
—
286/3
278/4
275/6
306/5
238/2
287/5
257/9
170/1
267/7
288/ S
239/2
264/13
244/1
268/2
—
247/1
25 S /6
254/3
256/6
293/12
—
282/1
308/5
309/1
340/13
342/8
352/1
353/3
365/7
345/9
314/4
323/1
279/1
283/1
315/2
338/2
273/3
345/1
295/3
283/5
274/6
303/5
234/2
279/5
253/9
212/1
263/7
281/8
268/2
264/13
207/3
-
248/1
264/6
258/4
266/6
300/12
—
310/1
307/5
312/1
353/13
345/7
361/1
366/3
358/8
360/9
305/10
317/1
246/2
310/1
318/2
301/2
311/3
—
302/4
285/5
272/6
290/5
240/3
273/5
250/9
212/1
259/7
277/8
28В /2
262/13
270' 1
—
254/1
269/6
267/4
274/6
317/12
—
320/1
308/4
357/2
358/13
370/8
343/1
374/3
395/8
390/9
318/10
355/6
286/4
330/2
321 /2
357/3
286/8
278/1
316/3
292/1
272,6
288/5
240/4
267/5
:W/()
221/2
203/7
270/7
2(Р- '3
256/13
—
251)/5
254/1
20S/6
276/4
281/6
316/12
—
318/1
308/5
338/2
344/13
361/8
351/1
366/3
389/9
404/9
343/10
371/6
336/4
338/4
335/2
300/3
300/9
332/2
318 4)
307/8
257/7
267/5
256/4
252/5
237/9
226/2
252/7
265/6
250/3
251/13
252/4
_—
251/1
263/6
272/4
274/6
306/12
313/1
306/1
289/4
332/13
336/8
317/2
345/3
379/8
37S/7
360/10
348/5
380/4
388/4
356/2
361/1
350/9
412/1
373/5
358/9
258/8
259/5
239/4
239/5
237/9
190/2
252/7
261/7
259/2
233/13
—
248/4
244/1
263/6
272/4
263'/ 6
2% /12
296/1
287/1
288/3
—
318/13
312/8
317/1
331/3
408/9
339/6
336/10
338/4
366/4
33S/4
349/2
371/1
351/9
—
349/5
353/9

Л ИТЕРАТУРА
1. Адеркас О. О содержании озона в атмосфере.—Метеорол. вестн., 1928.
№ 4, с. 103—105.
2. А м б а р ц у м я н В. А. К вопросу о распределении озона в атмосфере.—
Бюлл. Комиссии по исследованию Солнца, 1934, т. 5—6, с. 29.
3. А р х и п о в а Т. Н. Оценка случайных погрешностей измерения общего содер-
содержания озона. —Труды ГГО," 1968, вып. 213, с. 98—104.
4. Баженов В. А., Иванова Р. Н., М и р о ш н и к о в М. М. Определение
массы Н2О, СОг, Оз в различных толщах атмосферы.— Изв. АН СССР, Физ.
атм. и океана, 1966, т. 2, № 3, с. 308—311.
5. Б а л а к о в В. В., В а ф и а д и В. Г., К р и в и ч С. Г. Измерение концентрации
атмосферного озона методом поглощения ультрафиолетовых лучей.—В кн.:
Труды Эльбрусской экспедиции АН СССР "и ВИЭМ, 1934 и 1935 г. М.—Л.,
Изд-во АН СССР, 1936, с. 109—116.
6. Бартенева О. Д., Никитинская Н. И., Полякова Е. А. О спек-
спектральной прозрачности и содержании водяного пара в атмосфере над Па-
Памиром.—Труды ГГО, 1969, вып. 237, с. 3—17.
7. Безверхний Ш. А., Ошерович А. Л., Родионов С. Ф. Электрофо-
Электрофотометрические исследования атмосферного озона во время затмений Солнца
25/И 1952 г. и 30/VI 1954 г.—Докл. АН СССР, 1954, т. 106, № 4, с. 651—654.
8. Безверхний Ш. А. Затменный эффект в слое озона. — Труды КазНИГМИ,
1959, вып. 11, с. 162.
9. Безверхний Ш. А., Ошерович А. Л., Родионов С. Ф. Фотоэлектри-
Фотоэлектрические озонометры. — В кн.: Международный геофизический год. Изд-во
ЛГУ, 1960, с. 81—104.
10. Бекорюков В. И. О расчете влияния замкнутой воздушной циркуляции на
равновесное распределение озона. — Геомагн. аэрономия, 1965, т. 5, № Зг
с. 465—470.
11. Бекорюков В. И. О теории переноса озона при наличии длинных волн.—
Изв. АН СССР, Физ. атм. и океана, 1965, т. 1, № 9, с. 897—905.
12. Бекорюков В. И., Берез и н В. М., Хргиан А. X., Шафрин Ю. А.
Проблемы циркуляции озона в земной атмосфере. — В кн. Метеорол. ис-
исследования, № 16. М., «Наука», 1968, с. 156—164.
13. Бекорюков В. И. [и др.] Сезонные изменения функции нагревания стра-
стратосферы над северным полушарием.— Труды ЦАО, 1967, вып. 76, с. 19—26.
14. Б е л о в В. Ф. [и др.]. Географическое распределение общего содержания
озона по измерениям на д/э «Обь». Метеорология и гидрология, 1967, № 3,
с. 82—84.
15. Березин В. М. Об одном методе расчета вертикального распределения
озона в атмосфере.— Геомагн. аэрономия, 1965, т. 5, № 1, с. 191—193.
16. Березин В. М., М и р е р В. С. О влиянии озона на среднюю меридиональ-
меридиональную циркуляцию в верхней атмосфере. — Изв. АН СССР, Физ. атм. и оке-
океана, 1967, т. 3, № 5, с. 562—565.
17. Березин В. М., Шафрин Ю. А. О расчете вертикального распределения
атмосферного озона.— Геомагн. аэрономия, 1964, т. 4, № 1, с. 131—136.
18. Березин В. М., Шафрин Ю. А. Использование метода факторизации
б задаче о вертикальном распределении атмосферного озона.— Вестн. МГУ,
Физика и астрономия, 1964, № 6, с. 19—24.
19. Березин В. М., Шафрин Ю. А. Некоторые результаты численного ана-
анализа вертикального распределения озона. — Метеорология и гидрология, 1965,
№ 6, с. 23—29.
268
20. Бессонов Н. П. [и др.]. О результатах сравнения озонометрических при-
приборов в Воейково в 1969 г. — Метеорология и гидрология, 1971, № 7, с. 97—
102.
21. Бирюкова Л. А. К вопросу о распределении энергии в солнечном спектре
и поглощении радиации озоном на высотах 15—50 км. Труды ЦАО, 1962,
вып. 45, с. 44—49.
22. Божков Р. Д. Измененията на озона и врьзката им с температурите над
Средиземномориято.— Годишн. Соф. Ун-т, физ. фак., 1963—1964 A965),
т. 58, с. 181.
23. Большакова Л. Г., Ошерович А. Л., Пейсахсон И. В. О система-
систематических ошибках при фильтровой озонометрии. — В кн: Атмосферный озон.
Изд-во МГУ, 1961, с 65—71.
24. Большакова Л. Г., Васильева В. А. О хемолюминесценции родамина
С.—В кн.: Проблемы физики атмосферы. № 6. Изд-во ЛГУ, 19G8, с. 48—85.
25. Большакова Л. Г. О хемолюминесцентном методе измерения вертикаль-
вертикального распределения озона. В кн.: Проблемы физики атмосферы. Л° 7. Изд-во
ЛГУ, 1969, с. 113.
26. Б р и т а е в А. С. К вопросу об определении концентрации озона химиче-
химическими методами. — В кн.: Атмосферный озон. Изд-во МГУ, 1961, с. 18—31.
27. Б р и т а е в А. С. Современные .методы озонометрии.— Труды ЦАО, 1964,
вып. 60, с. 4—26.
28. Б р и т а е в А. С. Озон в тропосфере.—Труды ЦАО, 1965, вып. 66, с. 19—51.
29. Б р и т а е в А. С. Некоторые особенности вертикального распределения озона
по материалам наблюдений МГГ—МГСС.— В кн.: Метеорол. исследования,
№ 17. М., «Наука», 1970, с. 44—50.
30. Б р и т а е в А. С. Метод гашения интенсивностей в спектральной озономет-
озонометрии.—Труды ЦАО, 1971, вып. 102, с. 55—61.
31. Брит а ев А. С. [и др.] О средних и экстремальных концентрациях озона
в атмосфере.—Труды ЦАО, 1969, вып. 83, с. 3—19.
32. Б р и т а е в А. С, И о з е н а с В. А. Зондирование озоносферы и некоторые
результаты измерений вертикального распределения озона.— Метеорология
и гидрология, 1966, № 7, с 32—34.
33. Б р и т а е в А. С, И о з е н а с В. А. Озонное радиозондирование атмосферы.—
Труды ЦАО, 1968, вып. 70, с. 58—65.
34. Б р и т а е в А. С, Кузнецов А. П. Атмосферный озон и некоторые метео-
метеорологические процессы.— Труды ЦАО, 1962, вып. 45, с. 22—32.
35. Б р и т а е в А. С, Кузнецов А. П., Ре ш е т о в В. Д. Исследования атмо-
атмосферного озона в ЦАО в 1957—1960 гг.— В кн.: Труды Всесоюзн. научн.
метеорол. совещания, т. 5, Л., Гидрометеоиздат, 1963, с. 268—278.
36. Б р и т а е в А. С, С т е б л о в а Р. С. Влияние радиации Солнца на состояние
озоносферы по материалам наблюдений солнечного затмения 15 февраля
1961 г.—Труды ЦАО, 1962, вып. 45, с. 38—44.
37. Бугаев В. А., У р а н о в а Л. А. Распределение общего содержания озона
над северным полушарием.— Метеорология и гидрология, 1967, № 8, с. 10—
38. Васин В. Ф., Воробьев В. И. К вопросу распределения общего содер-
содержания озона в струйных течениях.— Труды ГГО, 1967, вып. 184, с. 31—34.
39. В а с с и А. Образование озона при электрических разрядах в атмосфере.—
В кн.: На пороге в космос. М., Изд-во иностр. лит., 1960, с. 106—111.
40. Веролайнен Я- Т. [и др.]. Наблюдения содержания озона во время пол-
полного солнечного затмения 20 июня 1963 г.— Геомагн. аэрономия, 1965, т. 5,
№ 1, с. 113—120.
41. В е с е ц к и А., П и х а Я. Некоторые результаты измерений озона в приземном
слое воздуха в Чехословакии.— В кн.: Труды Всесоюзн. научн. метеорол.
совещания, т. 5. Л., Гидрометеоиздат, 1963, с. 278—286.
42. Г а й г е р о в С. С. О зимних потеплениях в стратосфере Центральной Арк-
Арктики.—Труды ЦАО, 1962, вып. 41, с. 3—12.
43. Г а л ь п е р и н а А. А. Содержание озона над Алма-Атой в зависимости от
метеорологических условий.— Сб. работ Алма-атинской ГМО, 1965, вып. 1,
с. 5.
269

измерении общего содержания атмосферного
распределения.— Метеорология и гидрология,
44. Гущин Г. П. К вопросу
озона и его вертикального
1957, ЛЬ 6, с. 26—32.
45. Гущин Г. П. Измерение озона с самолета.— Труды ГГО, 1959, вып. 93,
с, GO—69.
46. Гущин Г. П. Измерение озона с борта движущегося корабля.— Информ.
сб. Ком. по проведению МГГ при ГУГМС, 1959, № 7, с. 67.
47. Гущин Г. П. Предварительные результаты измерении общего содержания
озона во время МГГ в СССР.—Труды ГГО, 1960, вып. 105, с. 3—16.
48. Гущин Г. П. О двух важных особенностях озонометрпческих приборов.—•
В кн.: Атмосферный озон. Изд-во МГУ, 1961, с. 176—183.
49. Гущин Г. П. Универсальный озонометр.— Труды ГГО, 1963, вып. 141, с. 83—
98.
50. Гущин Г. П. Озон и аэросиноптические условия в атмосфере. Л., Гндроме-
теоиздат, 1964, 341 с.
51. Гущин Г. П. Об общем содержании атмосферного озона в период солнеч-
солнечного затмения 20 мая 1966 г. по наблюдениям на озонометрических стан-
станциях Гпдрометслужбы СССР.—Труды ГГО, 1969, вып. 237, с. 62—68.
52. Гущин Г. П. К методике введения аэрозольной поправки в результаты
измерений общего содержания озона.— Труды ГГО, 1969, вып. 237, с. 69—80.
53. Гущин Г. П. О некоторых результатах исследования атмосферного озона
r ГГО.— В кн.: Метеорол. исследования, № 17, М., Наука, 1970, с. 58—71.
54. Гущин Г. П., Л и с о в с к а я К. И., Ш а л а м я н с к и и А. М. Некоторые
результаты исследований атмосферного озона в СССР в период МГСС
A964—1965).—Труды ГГО, 1968, вып. 213, с. 80.
55. Гусев М. А. Исследование роли меридиональной циркуляции атмосферы
в формировании пространственно-временного режима озона,— Изв. АН
СССР, Физ. атм. и океана, 1971, № 7, с. 758—765.
56. Д а р ч и я А. X. Спектрофотометрия зари.— Изв, АН СССР, сер. геофиз.,
1959, № 5, с. 788—795.
57. Д и а н о в - К л о к о в В. И., Матвеева О. А. Спектр поглощения атмос-
атмосферного кислорода в области 1,3—0,23 мкм и роль короткоживущих комп-
комплексов. — Изв. АН СССР, Физ. атм. и океана, 1968, № 4, с. 414—425.
58. Д об сон Д., Митгем А. Атмосферный озон и метеорология.— В кн.: Не-
Некоторые проблемы современной метеорологии. Л., Гидрометеоиздат, 1937,
с. 143—154.
59. Долгий И. М., Каримова Г. У. Особенности распределения общего со-
содержания озона в Арктике в зависимости от условий циркуляции.— В кн.:
Атмосферный озон. Л., Гидрометеоиздат, 1965, с. 33—41.
60. Жадин Е. А., Ивановен и й А. И., Кивганов А. Ф. О переносе лу-
лучистой энергии в верхней атмосфере.— Труды ЦАО, 1970, вып. 96, с. 64—74,
61. Ивановский А. И., Кивганов А. Ф. О роли радиационных и турбу-
турбулентных притоков тепла в формировании температурной стратификации
в стратосфере и нижней мезосфере.— Труды ЦАО, 1970, вып. 96, с. 54—63.
62. Иозенас В. А. [и др.]. Исследование озоносферы Земли со спутников.—
Изв. АН СССР. Физ. атм. и океана, 1969, т. 5, X* 2, с. 149—159.
63. Иозенас В. А. [и др.]. Исследование планетарного распределения озона по
ультрафиолетовым спектрам, измеренным на спутниках.— Изв. АН СССР,
Физ. атм. и океана, 1969, т. 5, № 4, с. 395—403.
64. И о з е н а с В. А., Кузнецов А. П. Фотоэлектрический спектрофотометр
для наблюдений за атмосферным озоном.— В кн.: Атмосферный озон. Изд-во
МГУ, 1961, с. 14—17.
65. Иосифов а Е. В. Содержание озона в воздухе курорта Сочи.— В кн.:
Мат-лы юбилейной сессии Сочинского науч.-исслед. ин-та курортологии,
1936—1966. Сочи, 1966, с. 21.
66. Каримова Г. У. Результаты измерений общего содержания озона в Арк-
Арктике.—Труды ААНИИ, 1969, т. 287, с. 158.
67. Кивганов А. Ф. Радиационные источники и стоки тепла в стратосфере и
нижней мезосфере.—Труды ЦАО, 1970, вып. 96, с. 42—53.
68. К о н а ш е н о к В. Н. О фотохимической теории озона. — Изв. АН СССР, Физ.
атм. и океана, 1968, т. 4, № 7, с. 797—799.
69. Кондратьев К. Я. Радиационные характеристики атмосферы. Л., Гидро-
Гидрометеоиздат, 1969, 564 с.
70. Кондратьев К- Я-, Н и й л и с к X. Ю. О тепловом излучении 9,6 мкм по-
полосы поглощения озона в атмосфере. — В кн.: Проблемы физики атмосферы,
№ 2. Изд-во ЛГУ, 1963, с. 3—27.
71. Константинова-Шлезингер М. А. Флюоресцентный метод опреде-
определения содержания озона в воздухе.— В кн.: Труды Эльбрусской экспедиции
АН СССР и ВИЗМ, 1934—1935 гг. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1936, с. 49—60.
/2. Кравченко И. М. Вторичные максимумы в профиле озона и возможный
механизм их образования.— Геогр. сб. Всесоюзн. ин-та науч. техн. информ.,
1970, ЛЬ 4, с. 147—149.
/3. К р а с н о п о л ь с к и й В. А. Ультрафиолетовый спектр отраженного земной
поверхностью излучения и его использование для определения общего со-
содержания и вертикального распределения атмосферного озона.— Геомагн.
аэрономия, 1966, т. 6, Л° 2, с. 298—306.
74. К У з н е ц о в А. П., Иозенас В. А., Б р и т а е в А. С. Наблюдение вер-
вертикального распределения озона в атмосфере над Москвой.—В кн.: Атмо-
Атмосферный озон. Пзд-во МГУ, 1961, с. 55—60.
75. Кузнецов А. Т. Распределение озона над Тихим океаном в связи с осо-
особенностями атмосферной циркуляции.— В кн.: Тезисы докладов XII науч.
конференции ДВГУ. Владивосток, Изд-во ДВГУ, 1967, с. 126.
76. Кузнецов Г. И. О некоторых связях между общей циркуляцией и озоном
атмосферы.— Изв. АН СССР, сер. геофиз., 1961, № 3, с. 467—477.
77. Кузнецов Г. И. Озон и общая циркуляция атмоферы.— В кн.: Атмосфер-
Атмосферный озон. Изд-во МГУ, 1961, с. 82—102.
78. Кузнецов Г. И. Некоторые выводы из наблюдений атмосферного озона
во время МГГ.—Информ. бюлл. МГГ, 1961, ЛЬ 9, с. 29—32.
79. Кузнецов Г. И. О методике расчета вертикального распределения озона
в атмосфере.— Геомагн. аэрономия, 1962, т. 9, Лг° 2, с. 305—312.
80. Кузнецов Г. И. Атмосферный озон над тропическим поясом.— Докл. АН
СССР, 1966, т. 171, № 3, с. 587—588.
81. Кузнецов Г. И., Хргиан А. X. Атмосферный озон и его изменения, свя-
связанные с циркуляцией над Атлантическим океаном. — Изв. АН СССР, Физ.
атм. и океана, 1966, т. 2, № 8, с. 859.
82. Кузнецов Г. И., X р г и а н А. X. Общие черты распределения озона в ат-
атмосфере от МГГ до МГСС.— Метеорология и гидрология, 1968, № 3, с. 24—
38.
83. Кузнецов Г. И., X р г и а н А. X. Результаты наблюдения атмосферного
озона во время солнечного затмения.— В кн.: Метеорол. исследования, № 17.
М., «Наука», 1970, с. 112—121.
84. К у м ы к о в X. К. Эффект второго обращения в ультрафиолетовой области
спектра в сумеречных условиях.— Метеорология и гидрология, 1970, № 9,
с. 101 — 104.
85. Кумыков X. К. Физическая сущность эффекта второго обращения. — Изв.
АН СССР, Физ. атм. и океана, 1970, т. 6, № 12, с. 1276—1283.
86. Л а м ж а в ы н Б., Хргиан А. X. Изменения атмосферного озона в высотных
барических полях.— Метеорология и гидрология, 1971, № 9, с. 24—29.
87. Лугин Н. П. Определение коэффициентов прозрачности атмосферы в раз-
различных спектральных лучах и толщах атмосферного озона.— Журн. гео-
геофизики, 1935, т. 5, № 1/15, с. 58.
88. Лугин Н. П. Результаты измерения содержания озона в 1935 г. по наблю-
наблюдениям в Кучино.— Астрон. журн., 1936, т. 13, вып. 4, с. 348.
89. Львова А. А., М и к и р о в А. Е., П о л о с к о в С. М. Ракетные исследо-
исследования распределения озона с высотой во время полного солнечного зат-
затмения.— Геомагн. аэрономия, 1964, т. 4, ЛЬ 6, с. 1082—1088.
90. М и к и р о в А. Е. Оценка концентрации озона на высоте 44—102 км во
время ночных запусков геофизических ракет.— Геомагн. аэрономия, 1965,
т. 5, ЛЬ 6, с. П20.
91. Морозова М. И., Петросянц М. А., Чернышева О. Н. О верти-
вертикальной циркуляции в области струйного течения.— В кн.: Опыт численного
прогноза метеорологических элементов. Ташкент, «ФАН», 1967, с. 88—100.
270
271

92. Нигматуллина К. С. Аэрозольное ослабление солнечного излучения.—
Вестн. МГУ, Физика и астрономия, 1970, № 5, с. 495—500.
93. Нигматуллина К. С, Сорокин В. П. Полуавтоматический электро-
электрофотометр со светофильтрами.— Вестн. МГУ, Физика и астрономия, 1970,
№ 4, с. 375—380.
94. Н и к и т и н с к а я Н. И. Свойства современных интерференционных свето-
светофильтров.—Труды ГГО, 1964, вып. 153, с. 111—120.
95. Никитинская Н. И., П е р е л ь м а н А. Я-, Ш и ф р и н К. С. Определение
структуры атмосферного аэрозоля методом спектральной прозрачности.—
Докл. АН СССР, 1970, т. 190, № 2, с. 331.
96. Ошерович А. Л., Суслов А. К. О селективности аэрозольного ослабле*
ния при озонометрических наблюдениях в Заилийском Алатау. — В кн.: Про-
Проблемы физики атмосферы, № 5, Изд-во ЛГУ, 1967, с. 224—229.
97. Ошерович А. Л., Родионов С. Ф. О некоторых типах фотоэлектриче-
фотоэлектрических озонометров.—В кн.: Атмосферный озон. Изд-во МГУ, 1961, с. 72—81.
98. О ш е р о в и ч А. Л., Роз и не кий М. Я., Фурман Ш. А. О сравнении
сетевого озонометра типа М-83 с озонометром, оснащенным интерферен-
интерференционными узкополосными фильтрами.— Изв. АН СССР, Физ. атм. и океана,
1969, т. 5, № ю, с. 1030—1035.
99. Ошерович А. Л., Р о з и н с к и й М. Я., Ю р г а н о в Л. Н. Исследование
атмосферного озона во время полного затмения Солнца 22 сентября 1968 г.—
Изв. АН СССР, Физ. атм. и океана, 1969, т. о, •Nb 11, с. 1223—1226.
100. П арийский Н. Н. Изменение слоя озона во время кольцеобразного сол-
солнечного затмения 19/IV 1958 г.— В кн.: Труды МГУ по МГГ. Астрономия.
Изд-во МГУ, 1962, с. 31.
101. Петренко Н. А., Хргиан А. X. Результаты наблюдений общего коли-
количества озона на мировой озонометрической сети станций в 1957—1964 гг.—
В кн.: Метеорол. исследования, № 17, М., «Наука», 1970, с. 80—111.
102. Прокофьева И. А. Атмосферный озон. М./Изд-во АН СССР, 1951, 231с.
103. Ратьков В. М. Особенности распределения озона над Тихим океаном зи-
зимой 1966—67 г.—Труды ЦАО, 1969, вып. 83, с. 33—37.
104. Ратьков В. М. О суточных колебаниях озона.—Изв. АН СССР, Физ. атм.
и океана, 1970, т. 6, „\b 3, с. 278—284.
105. Решетов В. Д. Гипотеза аэрозольного происхождения атмосферного озо-
озона— В кн.: Атмосферный озон. Изд-во МГУ, 1961, с. 103—119.
106. Р о д и о н о в С. Ф., Ошерович А. Л., Р д у л т о в с к а я Е. В. О простом
приборе для озонометрических исследований. — Докл. АН СССР, 1949, т. 66,
№ 3, с. 381.
107. Родионов С. Ф., О ш е р о в п ч А. Л. Спектрофотометр с вторичным элек-
электронным умножением для озонометрических наблюдений. — Докл. АН
СССР, 1949, т. 64, с. 665.
108. Родионов С. Ф., Ш у куров А. X., Курицын О. И. Абсолютная фо-
фотометрия искусственных спутников Земли в ультрафиолетовой области спек-
спектра.— Изв. АН СССР, Физ. атм. и океана, 1969, т. 5, № 3, с. 300—304.
109. Розенталь О. М. О моделировании озонной молекулы.— В кн.: Атмос-
Атмосферный озон. Л., Гидрометеоиздат, 1965, с. 99—102.
ПО. Свистов П. Ф. Методика определения концентрации озона в приземном
воздухе.—Труды ГГО, 1962, вып. 134, с. 123—125.
111. Свистов П. Ф. Измерение приземного озона в Воейково химическими ме-
методами.— В кн.: Атмосферный озон. Л., Гидрометеоиздат, 1965, с. 84—92.
112. Стеблова Р. С. Температурный режим атмосферного озона по наземным
данным,— В кн.: Атмосферный озон. Изд-во МГУ, 1961, с. 120—140.
113. Стеблова Р. С. Наблюдения за атмосферным озоном во время солнечного
затмения 15/Н 1961 г.— Геомагн. аэрономия, 1962, т. 2, Mb 5, с. 148—152.
114. Стеблова Р. С. Нарушение стационарного режима в атмосферном озо-
озоне.— Геомагн. аэрономия, 1963, т. 3, № 2, с. 324.
115. Стеблова Р. С. Предвестники солнечных вспышек в озоносфере. В кн.:
Метеорол. исследования, № 17, М., «Наука», 1970, с. 38—43.
116. Странц Д. Изменения озона в период солнечного затмения. — В кн.: Озон
в земной атмосфере. Л., Гидрометеоиздат, 1966, с. 138—145.
117. Тамутис П. К. О количественном измерении озона в атмосфере методом
фотосчетчика.— Научн. сообщения Ин-та геологии и географии АН Лит.
ССР, 1956, т. 3, с. 43.
118. Тимофеев Н. А. Некоторые результаты озонометрических наблюдении
в четвертом рейсе и/с «Ю. М. Шокальский».—Труды ДВГМИ, 1964, вып. 16.
с. 56—66.
119. Ф е с е н к о в В. Г. Лунные затмения и распределение озона по высоте в зем-
земной атмосфере.—Изв. АН СССР, 1932, № 1; Докл. АН СССР, 1937, т. 15,
№ 3, с. 121—124.
120. Фесенков В. Г. Лунные затмения и атмосферный озон.— Астрон. журн.,
1937, т. 14, № 5—6, с. 505—520.
121. Фесенков В. Г. К теории лунных затмений.— Метеоритика, 1960, вып. 18,
с 125.
122. Фили м о н и х и н В. А. О фотометрировании солнечного спектра в ближней
ультрафиолетовой области.— Труды ГГО, 1969, вып. 237, с. 127—130.
123. Харчилава Д. Ф. О связи между изменениями общего количества озона
в атмосфере и адвекцией воздушных масс.— Труды ЗакНИГМИ, 1965,
вып. 17, с. 56.
124. Харчилава Д. Ф. Характер отклонения общего содержания озона в вы-
высоких циклонах и антициклонах.— Геофиз. бюлл. Комитета МГГ, 1966, № 17,
с. 63—68.
125. Харчилава Д. Ф. Отклонение общего содержания озона в высоких цик-
циклонах и антициклонах.— Труды ЗакНИГМИ, 1960, вып. 22, с. 113—125.
126. Харчилава Д. Ф. Озон и струйные течения.— Труды ЗакНИГМИ, 1967,
вып. 21, с. 129—142.
127. Хвостиков И. А. Озон в стратосфере.— Успехи физ. наук, 1956, т. 56,
вып. 2, с. 229—323.
128. Хвостиков И. А. Физика озоносферы и ионосферы.— В кн.: Ионосфер-
Ионосферные исследования, № 11. М., Изд-во АН СССР, 1963, 663 с.
129. Хргиан А. X. Озон в атмосфере Земли.— Наука и жизнь, 1947, № 6, с. 2.
130. Хргиан А. X. О вертикальном распределении атмосферного озона.— Гео-
Геомагн. аэрономия, 1967, т. 7, № 2, с. 317—322.
131. Хргиан А. X. Новейшие исследования по атмосферному озону.— Изв. АН
СССР, Физ. атм. и океана, 1969, т. 5, № 4, с. 433—438.
132. Хргиан А. X. О вредных для человека концентрациях озона в нижней
стратосфере.—Метеорология и гидрология, 1969, № 4, с. 10—15.
133. Хргиан А. X., Кузнецов Г. И. Некоторые результаты экспедиционных
наблюдений озона во время полного солнечного затмения 15 февраля
1961 г. — В кн.: Атмосферный озон. Л., Гидрометеоиздат, 1965, с. 26—32.
134. Хргиан А. X., Кузнецов Г. И., Кондратьева А. Б. Исследования
атмосферного озона.— В кн.: Метеорол. исследования, № 8, М., «Наука»,
1965, 90 с.
135. Шафрин Ю. А. О решении нестационарного одномерного уравнения пе-
переноса озона.— Труды ЦАО, 1968, вып. 70, с. 71—74.
136. Ягодовская Т. В., Некрасов Л. И., Клим у шина Н. П. Расчет
частот нормальных колебаний озона и его ИК спектр поглощения.— Жури,
физ. химии, 1967, т. 41, № 4, с. 902.
137. Яковлева А. В. [и др.]. Спектрометрическое исследование озонного слоя
до высоты 60 км. — Иск. спутники Земли, 1962, вып. 14, с. 57—68.
138. Adderly E. The influence of moon on atmospheric ozone. — Journ. Geoph.
Res., 1963, v. 68, No. 5, p. 1405—1408.
139. Aldaz L. Flux measurements of atmospheric ozone over land and water.—
Journ. Geoph. Res., 1969, v. 74, No. 28, p. 6943—6946.
140. Anderson G. P., [a. o.]. Satellite observations of the vertical ozone dis-
distribution in the upper stratosphere. — Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1,
p. 239—243.
141. Angell J. K., Korshover J. Quasi-biennal variations in the temperature,
total ozone and tropopause height. — Journ. Atm. ScL, 1964, v. 21, No. 5,
p. 479—492.
142. Angstrom A. Uber das ultrarothe Absorptionspektrum des Ozons.— Ark.
Math. Astr. Fys., 1904, Bd 1, s. 347—353.
272
18 Зак. № 513
273

E. Utilisation des eclipses de
-Compt. Rendus, 1942. v. 214,
143. Angstrom A. Die Ozonbander der Sonnenspektrums. — Ark. Math. Astr.
Fys, 1904, Bd 1, s. 395—400.
144. Arabadshi V. Zum Problem der Ozonentstehung in der unteren Strato-
Stratosphere (kosmische Strahlen). — Zs. Met., 1969, Bd 21, Nr 8, s. 245—246.
145. Barbier D., Chalonge D., Vassy E. Mesure de l'epaisseur reduile
de l'ozone atmospherique pendant l'hiver polaire. — Compt. Rendus, 1935,
v. 201, n° 18, p. 787—789.
146. Barbier D., Chalonge D., Vigroux
la lune a l'etude de la haute atmosphere.-
p. 983.
147. В art el A. W., Temple J. W. Ozone in Los Angeles and surrounding
areas. — Ind. Engin. Chem., 1952, v. 44, No. 4, p. 857—861.
148. Benson S. W., Axworthy A. E. Reconsideration on the rate constants
for the thermal decomposition of ozone. — Journ. Chem. Phys., 1965, v. 42,
p. 2614.
149. В i b b у J. B. The accuracy of Umkehr calculations. — In: Proc. Ozone Symp.,
Albuquerque, 1964. Geneva, 1965, p. 19.
150. Bojkov R. The ozone variations during the solar eclipse of 20 May 1966,—
Tellus, 1968, v. 20, No. 3, p. 417—421.
151. Bojkov R. Some characteristics of the total ozone deduced from Dobson
spectrophotometer and filter-ozonometer data. — Annal. Geoph, 1969, v. 25,
n° 1, p. 41—47.
152. Breiland J. G. Comparison of vertical distribution of thermal stability
in the lower stratosphere with that of ozone. — Journ. Atm. Sci., 1967,
v. 24, No. 5, p. 569—576.
153. Brewer A. W. Ozone concentrations measurements from an aircraft in
northern Norway.— Met. Res. Pap., London, 1955, p. 11.
154. Brewer A. W. The formation of the persistent ozone in the atmosphere.—
Annal. Geoph, 1969, v. 25, n° 1, p. 17—18.
155. Brewer A. W, Dutsch H. U. Distribution verticale de l'ozone atmosphe-
atmospherique. Comparaison de diverses methodes. — Annal. Geoph, 1960, v. 16, n° 2,
p. 196.
156. Brewer A. W, M i 1 f о r d K. R. The Oxford-Kew ozone-sonde. — Proc. Roy.
Soc, Ser. A, 1960, v. 256, p. 470.
157. Brewer A. W, Wilson A. W. Measurement of solar ultraviolet radiation
in the stratosphere. — Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1965, v. 91, No. 390,
p. 451—461.
158. Brewer A. W, Wilson A. W. The re^
ozone. — Quart. Journ. Roy. Met. Soc, H
159. Briner E, Perrotet E. Determination
ozone in water. — Helv. Phys. Acta, 1939, v
160. Cabannes J, Dufay J. Transparence
visible; Diffusion moleculaire; Absorption par
Ser. 6, 1926, v. 7, n° 9.
161. Campbell J. S, Nudelman С Reaction kinetics, thermodynamics and
transport processes in the ozone-oxygen medium. New York Univ, 1960.
162. Cauer H. Bestimmung des Gesamtoxydationswertes, des Nitrits, des Ozons
und des Gesamtchlorgehaltes in roher und vergifteter Luft. — Zs. Analyt.
Chem, 1935, Bd 103, s. 321, s. 384.
163. Chalonge D, Vassy E. Recherches sur la transparence de la basse
atmosphere et de sa teneur en ozone. — Journ. Phys. Radium, Ser. 7, 1934,
v. 5, n° 7, p. 309.
164. Chapman S. On ozone and atomic oxygen in the upper atmosphere.—
Phil. Mag, Ser. 7, 1930, v. 10. No. 64, p. 369—385.
165. Chapman S. The Gotz inversion of intensity-ratio in zenith-scattered sun-
sunlight.—Phil. Trans. Roy. Soc. London, Ser. A, 1934, v. 234, No. 737,
p. 205—230.
166. Chap pu is J. Sur le spectre d'absorption de Tozone.— Compt. Rendus,
1882, v. 94, n° 15, p. 858—860.
167. С line M. A, Trush B. A. Rates of elementary processes in the chain
274
ions of formation of atmospheric
'68, v. 94, No. 401, p. 249—265.
of the solubilities of atmospheric
22, p. 397.
de 1'atmosphere dans le spectre
'ozone.— Journ. Phys. Radium,
177. D
reactions between hydrogen and oxygen. — Proc. Roy. Soc, Ser. A, 1963,
v. 275, p. 559.
168. С о b 1 e n t z W. W, Stair R. Distribution of ozone in the stratosphere.—
Journ. Res, U. S. Nat. Bur. Stand, 1939, v. 22, p. 295, p. 573.
169. Colange G. Etude d'absorption de l'ozone dans le spectre visible. — Journ.
Phys. Radium, Ser. 7, 1927, v. 8, p. 254.
170. Cornu A. Sur la limite ultraviolette du spectre solaire d'apres des cliches
obtenus par M. le dr. O. Simony au sommet du pic de Teneriffe. — Compt.
Rendus, 1890, v. Ill, n° 25, p. 941.
171. Cornu A. Observations de la limite ultraviolette solaire. — Compt. Rendus.
1879, v. 89, p. 808.
172. Craig R. A. The observation and photochemistry of atmospheric ozone.—
.Met. Monogr, 1951, v. 1, No. 2, p. 50.
1/3. Craig R. A, de Luisi J. J. Ozone distribution over Talahassee. — Journ.
Geoph. Res, 1967, v. 72, No. 6, p. 1661 — 1665.
174. Craig R. A, Hering W. S. The stratospheric warming of Jan. — Febr.
1957. —Journ. Met, 1959, v. 16, No. 2, p. 91 — 107.
175. Crutzen P. J. Determination of parameters appearing in the "dry" and
the "wet" photochemical theories for ozone in the stratosphere. — Tellus,
1969, v. 21, No. 3, p. 368—388.
176. Daniel sen E. F. Stratospheric-tropospheric exchange based on radioacti-
radioactivity, ozone and potential vorticity. — Journ. Atm. Sci, 1968, v. 25, No. 3,
p. o02—518.
auvillers A. Recherches sur l'ozone atmospherique. L'ozone polaire.—
Journ. Phys. Radium, Ser. 7, 1934, v. 5, p. 455—462.
[78. Dave J. V, Sheppard P. A, W a 1 s h a w C. D. Ozone distribution and
continuum from observation in the region of 1043 cm band. — Quart. Journ.
Roy. Met. Soc, 1963, v. 89, No. 381, p. 307—318.
179. De More W. B, Raper O. F. Primary processes in ozone photolysis.—
Journ. Chem. Phys, 1966, v. 44, No. 5, p. 1780—1783.
180. Detwiler C. R. [a. oj, The intensity distribution in the ultraviolet solar
spectrum.— Annal. Geoph, 1961, v. 17, p. 263—272.
181. Ditch burn R. W, Young P. A. The absorption of molecular oxygen
between 1850 and 2500 A.—Journ. Atm. Terr. Phys, 1962, v. 24, p. 127.
.82. Dm i trie v M. T, Kitrossky N. A. Crundlegende Aspekte der durch
Abgase verunreinigten Luft. — Wiss. Zs. Humboldt-Univ. z. Berlin, Math.
Nat. Reihe, 1970, Bd 19, Nr. 5, s. 529.
183. Dobson G. M. B. Note on the temperature of the air at great heights.—
Proc. Roy. Soc, Ser. A, 1923, v. 103, p. 339.
[84. Dobson G. M. B. Absorption coefficients of ozone in the ozone spectro-
spectrophotometer.— In: Proc. Ozone Symp, Albuquerque, 1964, Geneva, 1965, p. 5.
185. Dobson G. M. B, Brewer A. W, Cwilong O. W. Meteorology of
lower stratosphere. — Proc. Roy. Soc. London. Ser. A, 1945, v. 185, No. 1001,
p. 144—175.
[86. Dobson G. M. B, Harrison D. M, Lawrence J. Measurements of
the amount of ozone in the earth's atmosphere and its relation to other
geophysical conditions, Pt I. — Proc. Roy. Soc, Ser. A, 1926, v. 110, No. 756,
p. 660—692; Pt II —ibid. 1927, v. 114, No. 768, p. 521—541; Pt III —ibid.
1928, v. 122, No. 790, p. 456—486; Pt. IV —ibid. 1930, v. 129, No. 811,
p. 411—433.
187. Dobson G. M. B. A photoelectric spectrophotometer for measuring the
amount of atmospheric ozone. — Proc. Phys. Soc, 1931, v. 43, No. 238, p. 324.
188. Dobson spectrophotometer for measuring atmospheric ozone. London,
R. & J. Bock, 1957, p. 1—11.
[89. Dobson G. M. B. Forty years research of
A history. — Appl. Optics, 1968, v. 7, No. 3, p.
190. Dutsch H. U. Photochemische Theorie des atmospharischen Ozons unter
Berikksichtigung von Nichtgleichgewicht — Zustanden. Diss. Zurich, 1946,
113 s.
91. Dutsch H. U. Das atmospharische Ozon als Indikator fur Stromungen in
atmospheric ozone
387—408.
at Oxford.
18*
275

der Stratosphere. — Arch. Met. Geoph. Biokl., Ser. A, 1956, Bd 9, Nr 1,
s. 87—119.
192. Dutsch H. U. Mittelwerte und wetterhafte Schwankungen des atmosphari-
schen Ozongehaltes in verschiedenen Hohen tiber Arosa. — Arch. Met. Geoph.
Biokl., Ser. A, 1962, Bd 13, Nr 2, s. 167—185.
193. Dutsch H. U. Ozone distribution and stratospheric temperature field over
Europe during the sudden warming in Jan.— Febr. 1958.— Beitr. Phys.
Atm., 1962, Bd 35, Nr 1/2, s. 87—107.
194. Dutsch H. U. Night-time ozone variations from observations of the moon.—
In: Symp. Atm. Ozone, Arosa, 1961. Paris, 1963, p. 13.
195. Dutsch H. U. Uniform evaluation of umkehr observations from the world
ozone network. Pt. I: Proposed standard umkehr evaluation technique. Pt. Ill:
World-wide ozone distributions at different levels. Boulder, Colo., 1964,34 р.
196. Dutsch H. U. Das Lichtklimatische Observatorium Arosa. — In: Hundert
Jahre Meteorologie im Schweiz. Zurich, 1964, p. 80—82.
197. Dutsch H. U. Two years of regular ozone soundings over Boulder.—
NCAR Tech. Notes, No. 10, 1966, 441 p.
198. Dutsch H. U. The photochemistry of stratospheric ozone. — Quart. Journ.
Roy. Met. Soc, 1968, v. 94, No. 402, p. 483—497.
199. Dutsch H. U., Boiler P., Ling Ch. Simultaneous umkehr observations
with two instruments. — Annal. Geoph., 1969, v. 25, nG 1, p. 135—138.
200. Dutsch H. U., Ginsburg Th. Parametric studies of ozone photochemis-
photochemistry. — Pure Appl. Geoph., 1969, v. 72, No. 1, p. 204—213.
201. Dutsch H. U., Zullig W., Ling Ch. IV2 years of routine observations
of vertical ozone distribution. — Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 189—200.
202. Dutsch H. U., Zullig W., Ling Ch. Regular ozone observation at Thai-
will, Switzerland, and at Boulder, Colorado. Zurich, 1970, 279 p.
203. Dutsch H. U., Ling Ch. Critical comparison of the determination of ver-
vertical ozone distribution by umkehr method and by electrochemical sonde.—
Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 139—148.
204. Dziewulska-Losiova A. The analysis of the accuracy of atmospheric
ozone observations made at Belsk observatory.— Mater, i prace, Zakl. Geofiz.
PAN, 1967, No. 19, p. 57—58.
205. D z i e wu 1 s к a - L 0 s i 0 v a A., L e к a w s к a - D e g 0 r s к а М. Results of
observations of the total amount of atmospheric ozone for 1967.—Mater,
i prace, Zakl. Geofiz. PAN, 1968, No. 26, p. 3—34.
206. D z i e w u 1 s к a - L 0 s i 0 v a A. Ozone changes related to the macroscopic
situations in the middle stratosphere. — Acta Geoph. Polonica, 1968, v. 16,
No. 4, p. 315—328.
207. Ehmert A. Dber das tropospharische Ozon. — In: Vortrage und Diskuss.
d. Sondertagung "Ozon", Tharandt, 1944, s. 62—65.
208. Epstein E. S., Osterberg Ch., A del A. A new method for the deter-
determination of the vertical distribution of ozone from the ground station. —
Journ. Met., 1956, v. 13, No. 4, p. 319—334.
209. Fabry Ch. L'ozone atmospherique. Paris, CNRS, 1950, 278 p.
210. Fabry Ch., Bui s son H. L'absorption de l'ultraviolet par l'ozone et la
limite du spectre solaire.—Journ. Phys. Radium, Ser. 5, 1913, v. 3, p. 196.
211. Fabry Ch., Buisson H. Etude de l'extremite ultraviolette du spectre
solaire.— Journ. Phys. Radium, Ser. 6, 1921, v. 2, p. 197.
212. F e a G. Osservazioni di ozono in Italia. — Rivista Met. Aeron., 1962, v. 22,
No. 3, p. 20.
213. Fenn P. W. Aerosolverteilungen und atmospharisches Streulicht.— Beitr.
Phys. Atm., 1954, Bd 37, s. 69.
214. Fitzsimmons R. W., В air E. J. Distribution and relaxation of vibratio-
nally excited oxygen in flash photolysis of ozone. — Journ. Chem. Phys.,
1964, v. 40, No. 2, p. 451—458.
215. Foner S. N., Hudson R. L. Mass spectrometry of the HO2 free radical.—
Journ. Chem. Phys., 1962, v. 36, No. 10, p. 2681—2688.
216. Fournier d'Albe E. M., Rasool S. J. Observations de l'ozone atmo-
atmospherique pendant- une eclipse du Soleil. — Annal. Geoph., 1956, v. 12,
p. 72—74.
276
217. Fowler A., Strutt R. J. (Rayleigh). Atmospheric bands of atmo-
atmospheric ozone in the spectra of sun and stars. — Proc. Roy. Soc, Ser. A,
1917, v. 93, p. 577.
218. Froment G. Sonde optique de l'ozone a mesures simultanes.— Annal.
Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 159—163.
219. Gal lb ally I. Some measurements of ozone variations and destruction in
the atmospheric surface layers. — Nature (London), 1968, v. 218, No. 5140,
p. 456—457.
220. Godson W. L. Total ozone and the middle stratosphere over Arctic and
subarctic in winter and spring. — Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1960, v. 86,
No. 369, p. 301—317.
221. Godson W. L. The representation and analysis of vertical distribution of
ozone.— Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1962, v. 88, No. 377, p. 220—232.
222. Goody R., Walshaw С D. Absorption by the 9,6 4u band of ozone. —
In: Proc. Toronto Met. Conf., 1954. London, 1954, p. 49.
223. Gotz F. W. P. Strahlungsklima der Arosa. Berlin, 1926.
224. Gotz F. W. P., Dob son G. M. B. Observations of the height of the ozone
in the upper atmosphere. — Proc. Roy. Soc, Ser. A, 1928, v. 120, No. 786,
p. 251.
225. Gotz F. W. P. Zum Strahlungsklima des Spitzbergensommers. Strahlungs-
und Ozonmessungen in der Konigsbucht, 1929. — Gerl. Beitr. Geoph., 1931,
Bd 31, s. 119—154.
226. Gotz F. W. P. Das atmospharische Ozon.—• Ergebnisse d. kosmischen Phy-
sik, 1931, Bd I, s. 180—235.
227. Gotz F. W. P. Ozone in the atmosphere. — In: Compend. Met. Boston, 1951,
p. 275—291.
228. Grasnik К. Н. Ergebnisse der Ozonmessungen in Potsdam warend der
IGJ und der IGC —Veroff. Met. Hydrol. Dienst DDR, 1963, Nr 19, s. 35.
229. Grasnik K- H. Ubcr die Druck- und- Temperaturabhangigkeit der Dobson-
spektrophotometer. Zs. Met. 1966, Bd 19, Nr 1—2, s. 10—14.
230. Haagen-Smith A. J. Chemistry and physiology of Los Angeles smog. —
Ind. Eng. Chem., 1952, v. 44, p. 1342.
231. Hamilton R. A., Walker J. M. The determination of an extraterrestrial
constant of a Dobson spectrophotometer. — Sci. Pap. Met. Office, 1967,
No. 27, p. 11.
232. Hartley W. N. On the absorption spectrum of ozone. — Journ. Chem. Soc,
1881, v. 39, p. 57—60.
233. Hartley W. N. On the absorption of solar rays by atmospheric ozone.—
Journ. Chem. Soc, 1881, v. 39, p. 111.
234. H e a r n A. G. The absorption of ozone in the ultraviolet and visible regions
of spectrum. — Proc Phys. Soc, Ser. A, 1961, v. 78, p. 932—940.
235. Hejjas A. Ozonbestimmung aus Aktinometermessungen. — Arch. Met. Geoph.
Biokl., Ser. B, 1956, Bd 7, Nr 2, s. 212—222.
236. Her ing W. S. Ozone and atmospheric transport processes. — Tellus, 1966,
v. 18, No. 2—3, p. 329—336.
237. H e r i n g W. S., В о r d e n T. R. Ozonesonde observations over North Ame-
America. Vs. 1—4. Hanscome Field, AFCRL, 1964—1967.
238. H e r i n g W. S., В о r d e n T. R. Mean distribution of ozone density over
North America in 1963—1964. Hanscome Field, AFCRL, 1965.
239. Hesstvedt E. Some characteristics of the oxygen-hydrogen atmosphere. —
Geofys. PubL, 1965, Bd 26, Nr 1.
240. Hesstvedt E. On the photochemistry of ozone in the ozone layer. — Geo-
Geofys. PubL, 1968, Bd 27, Nr 5, s. 1—16.
241. Hesstvedt E. A photochemical model for the ozone layer. — Annal. Geoph.,
1969, v. 25, n° 1, p. 99—100.
242. H 0 u z e a u. Sur l'ozone atmospherique. — Annal. Chim. Phys., 1872, v. 27,
p. 59.
243. Hunt B. G. A theoretical study of the changes occuring in the ozone layer
during the total eclipse. — Tellus, 1965, v. 17, No. 4, p. 516—523.
244. Hunt B. G. A non-equilibrium investigation into diurnal photochemical ato-
atomic oxygen and ozone variation in the mesosphere. — Journ. Atm. Terr.
Phys., 1965, v. 27, No. 2, p. 133—144.
277

245. Hunt В. G. Photochemistry of ozone in the moist atmosphere. — Journ.
Geoph. Res., 1966, v. 71, No. 5, p. 1385.
246. Huggins W. A new group of lines in the photographic spectrum of Si-
Sinus. — Proc. Roy. Soc, Ser. A, 1890, v. 48, p. 216.
247. Inn E., Tanaka Y. Ozone absorption coefficients in visible and ultravio-
ultraviolet regions.— In: Ozone Chemistry and Technology. Wash., 1959, p. 263—268.
248. Jerlow N., Olson H., Schuppe N. Measurements of solar radiation of
Loveinder in Sweden during the total eclipse, 1945. — Tellus, 1954, v. 6,
No. 1, p. 44—45.
249. Josenas V. A. [a. o.]. The features of the ozone planetary distribution ac-
according to observation from satellites. — Space Res. (Amsterdam), 1968, v. 8.
250. J о z e n a s V. A., Krasnopolsky V. A. Some characteristics of ozono-
sphere according to satellite observations. — Space Res. (Amsterdam), 1970,
v. 10.
251. Junge Ch. Air chemistry and radioactivity. N. Y. Acad. Press, 1963, 382 p.
252. К a r 1 i n s к у. Zwanzigjahrige Ozonbeobachtungen zu Krakau. — Zs. Osterr,
Ges. Met., 1874, Bd 9, s. 94—95.
253. К a u f m a n n F. Aeronomic reactions involving hydrogen. A review of recent
laboratory studies. — Annal. Geoph., 1964, v. 20, p. 106.
254. Kawabata I. Spectrographic observations of atmospheric ozone at the
total eclipse in June 19, 1936.— Jap. Journ. Astr. Geoph., 1937, v. 14, No. 2,
p. 264.
255. Kay R- H., Brewer A. W., Dob son G. M. B. Some measurements of
the vertical distribution of atmospheric ozone by a chemical method. — In:
Sci. Proc. Int. Ass. Met., Rome, 1954. London, 1956, p. 189—193.
256. Kelley J. J. Surface ozone in the arctic atmosphere. — Trans. Amer. Geoph.
Union, 1966, v. 47, No. 1, p. 97.
257. Khalek A., Vassy A. xMesures relatives a l'ozone atmospherique en Afga-
nistan. —In: Sci. Proc. Int. Ass. Met. Rome, 1954. London, 1956, p. 194—195.
258. Khrgian A. Dynamique de l'ozone atmospherique. — Annal. Geoph., 1969.
v. 25, n° 1, p. 257—261.
259. Kelner A. Biological aspects of ultraviolet damage. Biologic Effects of
UV-radiation. London, Ed. Urbach, 1969, p. 77.
260. Kobayashi J. On an optical-type ozone-sonde used in Japan. — In: Proc.
Ozone Symp. Albuquerque, 1964. Geneva, 1965, p. 23.
261. Komhyr W. D. A carbon-iodine ozone sensor for atmospheric soundings.—
In: Proc. Ozone Symp., Albuquerque, 1964, Geneva, 1965, p. 26.
262. Komhyr W. D., Sticksel P. R. Ozone-sonde observations 1962—1966.
Vols I—II. Tech. Rep. Inst. Environ. Res. (IER), Boulder, 1967.
263. Komhyr W. D., Grass R. D., Proulx R. A. Ozone-sonde inter —com-
—comparison tests. Final report, June 1968, ESSA Tech. Rep. AFCRL-4, 1968.
264. Komhyr W. D. Electrochemical concentration cells for gas anaylsis. —
Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 149—156.
265. К r on ing J. L., Ney E. P. Atmospheric ozone.— Journ. Geoph. Res., 1962,
v. 67, p. 1867—1875.
266 Kruger A. Rocket measurements of ozone over Hawaii. — Annal. Geoph.,
1969, v. 25, n° 1, p. 225—229.
267. Kulkarni R. N. Some ozone-weather relationships in the middle latitudes
of the southern hemisphere. — Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1963, v. 89,
No. 382, p. 478—489.
268. Kulkarni R. N. Atmospheric ozone
southern hemisphere. — Annal. Geoph.,
269. Kulkarni R. N., Angreji P. D.,
of ozone amounts measured at Dehli
teno C6° N) in 1957—1958. —Pap. Met
270 Kulkarni R. N, Garnham G. L. Longitudinal variations of ozone in
the lower middle latitudes.— Journ. Geoph. Res., 1970, v. 70, No. 21,
p. 4174—4176.
271. Ladenburg R., Lehmann E. Ober Versuche mit hochprozentigem Ozon.—
Annal. Phys., Ser. 4, 1906, Bd 21, s. 305.
278
and stratospheric circulation in the
1969, v. 25, n° 1, p. 273—274.
Ramanathan K. R. Comparison
B8V2°N), Srinagar C4° N) and Ta-
. Geoph., 1959, v. 10, No. 2, p. 85—92.
272.
273.
274.
275.
276.
277.
278.
279.
280.
281.
282.
283.
284.
285.
286.
287.
288.
289.
290.
291.
292.
293.
294.
295.
296.
297.
298.
299.
L a n g 1 о К. On the amount of atmospheric ozone and its relation to meteo-
meteorological conditions. — Geofys. Publ., 1952, Bd 18, Nr 6, 42 s.
Langlo K. Atmospheric ozone and supersonic aircraft operations. — WMO
Bull., 1965, v. 14, No. 2, p. 106—108.
Lea D. R. Vertical ozone distribution in the lower troposphere near the
urban pollution complex. — Journ. Appl. Met., 1968, v. 7, No. 2, p. 252—267.
Lejay P. Mesures de la quantite de l'ozone contenue dans l'atmosphere
a l'Observatoire de Z6-se.—Notes Met. Phys., 1937, fasc. 7 (Shanghai).
Leovy C. Energetics of the middle atmosphere. — Adv. Geoph., 1969, v. 13,
p. 191—221.
Link F. Photometrie photoelectrique des eclipses de l'Echo-II.— Bull. Obs.
Astron. Czech., 1964, v. 15, p. 256.
London J. The distribution of total ozone over the northern hemisphere. —
In: Monogr. UGGI, No. 19, Proc. Ozone Symp. Arosa, 1961. Paris, 1963,
p. 46—47.
Lor tie J. Computer evaluation of total ozone observations. — Annal. Geoph.,
1969, v. 25, n° 1, p. 67—71.
M a d 1 о w E. 21 months of regular electrochemical ozone soundings over
Berlin.— Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 207—212.
M a e d a K-, A i к i n A. Variations of polar mesospheric ozone and oxygen
during auroral events. — Planet. Space Sci., 1968, v. 16, p. 371—384.
Mac-Do wall J. Ozone observations made at Halley-Bay.— In: Proc.
Ozone Symp. Arosa, 1961. Paris, 1963, p. 22.
Manabe S., Moller F. On the radiative equilibrium and heat balance
of the atmosphere.—Month. Wea. Rev., 1961, v. 89, No. 12, p. 503.
Manabe S., S t r i с к 1 e r R. Thermal equilibrium of the atmosphere with
a convective adjustment.— Journ. Atm. Sci., 1964, v. 21, No. 4, p. 361—385.
Mani A., Sreedharan C. R. Variations of the vertical distribution of
ozone over India.—Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 171 — 179.
Martin D., Brewer A. W. A synoptic study of day to day changes of
ozone over the British Isles.—Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1959, v. 85,
No. 366, p. 393—403.
Mateer С L. On the information content of umkehr observations.-—Journ.
Atm. Sci., 1965, v. 22, No. 4, p. 370—381.
M a 11 a n a N., Sanna S., S e r r a A. Sull'ozono atmosferico
nel periodo 1955—1960.—Riv. Met. Aeron., 1962, v. 22, No. 3, p.
The vertical distribution
Roy. Soc. London, Ser.
a Cagliari
36.
of atmos-
A., 1935,
Meet ham A. R., Dob son G. M. B.
pheric ozone in high latitudes.— Proc.
v. 148, No. 865, p. 598—603.
M i e t h e A., Lehmann E. Dber das ultraviolette Ende des Sonnenspec-
trums.— In: Ber. Berlin Akad. d. Wissensch., 1909, p. 268.
Miyake Y., Kawamura K. Studies on atmospheric ozone at Tokyo.—
In: Sci. Proc. Int. Ass. Met., Rome, 1954. London, 1956, p. 172—176.
de More W. В., Raper O. F. Deactivation of О (lD) in the atmosphere.—
Astrophys. Journ., 1964, v. 139, p. 1381.
M о s e r. Ozon und Wetterlage.— In: Vortrage u. Diskuss. d. Sondertagung
"Ozon", Tharandt, 1944, p. 66—81.
Murgatroyd R. J., Goody R. Sources and sinks of radiative energy
from 30 to 90 km.—Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1958, v. 84, No. 361,
p. 225—234.
Murgatroyd R. J., Singleton F. Possible meridional circulations
in the stratosphere and mesosphere.— Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1961,
v. 87, No. 372, p. 125—135.
Newell H. High altitude rocket research. N. Y. Acad. Press, 1953, p. 179—
201.
Newell R. E. Transfer through the tropopause and within the strato-
stratosphere.—Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1963, v. 89, No. 380, p. 167—204.
Newell R. E., В r a n d 1 i H. W., Widen D. A. Concentration of ozone
in surface air over greater Boston in 1965.—Journ. Appl. Met., 1965, v. 4
No. 5, p. 740—741.
Nicolet M. Ozone and hydrogen reactions.—Annal. Geoph., 1970, v. 26,
n° 2, p. 531—546.
279

on ozone.— Quart Journ. Roy. Met.
the Dobson spectrophotometer.—
Dobson spectrophotometer.— Annal.
300. Normand Ch. Some recent work
Soc, 1951, v. 77, No. 333, p. 474—477.
301. Normand Ch. Atmospheric ozone and upper-air conditions.— Quart Journ
Roy. Met. Soc, 1953, v. 79, No. 339, p. 39—50.
302. N у Tsi-Ze, Choong P i a w. Sur l'absorption ultraviolette de Fozone.—
Chin. Journ. Phys., 1933, v. 1, p. 158.
303. 01 af son R. A. Mercury rectifier for
Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 63.
304. О 1 a f s о n R. A. A perioscope for the
Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 57—58.
305. О r v i 1 1 e R. Ozone production during thunderstorms, measured by the ab-
absorption of ultraviolet radiation from lightning.—Journ. Geoph. Res., 1967,
v. 72, No. 14, p. 3557—3561.
306. Paetzold H. K. Die atmospharische Ozonschicht und ihre vertikale Ver-
teilung.—Umschau, 1953, Bd 53, Nr. 23, s. 715—717.
307. Paetzold H. K. Vertical atmospheric ozone distribution.— In: Ozone
Chemistry and Technology. Wash., 1959, p. 209—220.
308. Paetzold H. K. Messungen des atmospharischen Ozons.— In: Hesse W.
Handbuch d. Aerologie. Berlin, 1961, p. 458—531.
309. Paetzold H. P. Variation of the vertical ozone profile over middle Europe
from 1951 to 1968.—Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 167—169.
310. Paetzold H. K., Piscalar F., Zschorner H. Langzeitliche Schwank-
ungen der vertikalen Ozonverteilung uber Mitteleuropa.— Annal. Met., 1969,
Bd 4, s. 147.
311. Paetzold H. K-, Regener V. Ozon in der Erdatmosphare.— Handb.
Physik, Geophysik, 1957, v. 47, Bd 11, 1957, s. 370.
312. Paetzold H. K., Zschorner H. Beobachtung eines "Ozonloches" uber
den Alpen.—Zs. Met., 1955, Bd 9, s. 250.
313. Papet-Lepine J., Vassy A. Production de l'ozone atmospherique par
les decharges silencieuses.— Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 113—115.
314. Pekeris C. L. On the interpretation of the umkehr effect.— Avhandl. Nor-
ske Videns. Akad. Oslo, Math. Nat. Klasse, 1933, Bd 8, 31 s.
315. Penn S. Ozone and temperature structure in a hurricane.— Journ. Appl.
Met., 1965, v. 4, No. 2, p. 212; ibid. 1966, v. 5, No. 4, p. 407—410.
316. Perl G. Das bodennahe Ozon in Arosa, seine regelmassigen und unregel-
massigen Schwankungen.— Arch. Met. Geoph. Biokl., Ser. A, 1965, Bd 14,
Nr 4, s. 449—458.
317. Perl G., Dutsch H. U. Die 30-jahrige Aroser Ozonmessreihe.— Annal.
Schweiz. Met. Zentralanst., Zurich, 1959.
318. Pi a get A. Etude synoptique des cas particuliers de la distribution horizon-
tale et verticale de l'ozone atmospherique.— Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1,
p. 285—296.
319. Picha J. Mefeni atmosferickeho ozonu A961 —1966).—Met. Zpravy, 1967,
v. 20, No. 3, p. 97—98.
320. Piscalar F. New optical ozonesonde.— In: Proc. Ozone Symp., Albuquer-
Albuquerque, 1964. Geneva, 1965, p. 24.
321. Pittock A. B. A. thin stable layer of anomalous ozone and dust content.—-
Journ. Atm. Sci., 1966, v. 23, No. 5, p. 538—542.
322. Powell P. В., Simmons E. L. Some laboratory and field investigations
of the accuracy of Brewer—Mast ozone sensors.— Annal. Geoph., 1969, v. 25,
n° 1, p. 143—147.
323. Prabhakara C. Effects of non-photochemical processes on the meridional
distribution and total amount of ozone in the atmosphere.— Month. Wea.
Rev., 1963, v. 91, No. 9, p. 411—431.
324. Pressman J. The latitudinal and seasonal variations of the absorption of
solar radiation by ozone.— Journ. Geoph. Res., 1959, v. 59, No. 4, p. 485—
498.
325. P r e s t e 1 M. A. Die periodische Veranderung des Ozongehaltes der Luft
im Laufe des Jahres.—Zs. Osterr. Ges. Met., 1874, Bd 9, s. 166.
326. Ramanathan K. R. Atmospheric ozone and the general circulation of atmo-
atmosphere.— In: Sci. Proc Int. Ass. Met., Rome, 1954. London, 1956, p. 3—26.
280
327. R a m a n a t h a n K. R. Bi-annual variation of atmospheric ozone.— Quart.
Journ. Roy. Met. Soc, 1963, v. 89, No. 382, p. 540—541.
328. Ramanathan K. R-, A n g r e j i P. D., Shah G. M. Ozone absorption
coefficients and haze correction for total ozone measurement with the Dob-
Dobson spectrophotometer.— In: Proc. Ozone Symp., Albuquerque, 1964. Ge-
Geneva, 1965, p. 7.
329. Ramanathan K. R-, Angreji P. D., Shah G. M. The second umkehr
observed in zenith sky twilight.— Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 129—
133.
330. Ramanathan K. R-, Dave J. V. The calculations of the vertical distri-
distribution of ozone by the Gotz umkehr effect (method B).— Annal. Int. Geoph.
Year, 1957, v. 5, pts. I, II, III, p. 23—45.
331. Ramanathan K- R., Kulkarni R. N. Mean meridional distribution
of ozone in different seasons calculated from umkehr observations and pro-
probable vertical transports mechanism.— Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1960,
v. 86, No. 368, p. 144—155.
332. Ramanathan K. R., Shah G. M. The second reversal of log I/Г obser-
observed in zenith sky observations.— In: Proc. Ozone Symp., Arosa, 1961. Paris,
1963, p. 29.
333. Randhava J. S. Ozone measurements with rocket-borne ozone-sondes.—
Journ. Geoph. Res., 1966, v. 71, No. 15, p. 4057—4059.
334. Randhava J. S. [a. o.] Solar eclipse: temperature, wind and ozone in the
stratosphere.— Journ. Geoph. Res., 1969, v. 74, No. 2, p. 711—712.
335. Rangarajan S. Ozone variations associated with the equatorial strato-
stratospheric wind variations. — Ind. Journ. Met. Geoph., 1964, v. 15, No. 4, p. 565.
336. Rangarajan S. Effect of solar activity on atmospheric ozone. — Nature
(London), 1965, v. 206, No. 4983, p. 497—498.
337. Rangarajan S. A worldwide anomaly in the concentration of ozone above
45 km. —Journ. Atm. Sci., 1969, v. 26, No. 3, p. 613—616.
338. Raschke E. Auswertungen von Infrarothen Strahlungsmessungen des me-
meteorologischen Satelliten Tiros-III. — Beitr. Phys. Atm., 1965, Bd 38, Nr 2,
s. 97—120.
339. Reed R. The role of vertical motions in ozone-weather relationships. — Journ.
Met., 1950, v. 7, No. 4, p. 263—267.
340. Reed R. J., Julius A. L. A quantitative analysis of two proposed mecha-
mechanisms for vertical ozone transport in the lower stratosphere. — Journ. Met.,
1951, v. 8, No. 5, p. 321—325.
341. Reed E. J., S с о 1 n i к R. A night-time measurement of ozone above 40 km.—
In: Proc Ozone Symp., Albuquerque, 1964. Geneva, 1965, p. 27.
342. Regener V. The vertical distribution of ozone in the atmosphere. — Zs.
Physik, 1938, Bd 109, s. 642.
343. Regener V. New experimental results on atmospheric ozone. — In: Sci.
Proc Int. Ass. Met., Rome, 1954. London, 1956, p. 181—188.
344. Regener V. H. On a sensitive method for the recording of atmospheric
ozone.— Journ. Geoph. Res., 1960, v. 65, No. 12, p. 3975—3977.
345. Regener V. H. In the flux of atmospheric ozone near the ground (Re-
(Reply).—Journ. Geoph. Res., 1970, v. 75, No. 21, p. 4188—4191.
346. Regener V. H. Measurement of atmospheric ozone with chemi-luminiscent
method. —Journ. Geoph. Res., 1964, v. 69, No. 18, p. 3795—3800.
347. Regener V. H., A 1 d a z L. Turbulent transports of ozone near the ground.—
Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 111.
348. Regener V. H., A 1 d a z L. Turbulent transport near the ground as deter-
determined from measurements of the ozone flux and the ozone gradient. —
Journ. Geoph. Res., 1969, v. 74, No. 28, p. 6935—6942.
349. Renzetti N. Ozone in Los Angeles atmosphere. — In: Ozone Chemistry
and Technology. Wash., 1959, p. 230—262.
350. Rigaud P. Etude de la repartition verticale de la densite optique de l'atmo-
sphere dans le proche ultraviolet, a l'aide des satellites. — Annal. Geoph.,
1969, v. 25, n° 1, p. 231—235.
351. Rim a A. Sulle variazione della quantita totale di ozono atmosferico di tutta
la terra.—In: Atti 14-mo Conv. ann. Ass. Geof. Ital., Roma, 1965, p. 169—187.
281

352. R i m a A. Sulle variazioni della quantita totale di ozono in Arosa. — Geofis.
Met., 1961, v. 9, No. 3—4, p. 77.
3o3. Ripperton L. Ozone and ozone precursors in the atmosphere of Chapel
Hill, N. C—Journ. Geoph. Res., 1965, v. 70, No. 20, p. 5009—5015.
354. Rofe B. Australian sounding rocket experiments. — Techn. Note SAD, 1963,
No. 127, 18 p.
355. Rodgers C. D., W a 1 s h a w С D. The compulation of infrared cooling
in the planetary atmosphere. — Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1966, v. 92,
No. 391, p. 67—92.
356. R о n e у Р. L. On the influence of water vapor on the distribution of strato-
stratospheric ozone.— Journ. Atm. Terr. Phys., 1965, v. 27, No. 12, p. 1177—1190.
357. Sanyal S. K. Determination of ozone amounts from zenith sky observa-
observation. — Ind. Journ. Met. Geoph., 1965, v. 16, No. 2, p. 255—260.
358. Schiff H. J. Neutral reaction rates of aeronomic interest. — Annal. Geoph.,
1969, v. 25, n° 4, p. 815.
359. Schofield K. An evaluation of kinetic rate data for reactions of neutrals
of atmospheric interest. — Planet. Space Sci., 1967, v. 15, p. 153.
360. Schonbein Ch. F. Recherches sur la nature de l'odeur qui se manifeste
dans certaines actions chimiques. Lettre de M. Schonbein a M. Arago. —
Compt. Rendus, 1840, v. 10, n° 17, p. 706.
361. Schonbein Ch. F. Uber die Erzeugung des Ozons auf chemischen Wege.
Basel, 1844.
362. Sch roe r E. Theorie der Entstehung, Zersetzung und Verteilung der atmo-
spharischen Ozons. — In: Vortrage u. Diskuss. d. Sondertagung "Ozon",
Tharandt, 1944, s. 31—53.
363. Sekihara K. Further study on solar activity and atmospheric ozone. —
Pap. Met. Geoph., 1963, v. 14, No. 1, p. 34.
364. Sekihara K-, Walshaw С D. The possibility of ozone measurements
from satellites using the 1043 cm band. — Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1,
p. 245—253.
365. Sen Roy N. A diode commutator for the Dobson spectrophotometer. — In:
Proc. Ozone Symp., Albuquerque, 1964. Geneva, 1965, p. 14.
366. Serafimov К. В., Koutiev J. Dissociative rai.es of oxygen and ozone
in the ionosphere. — Pure Appl. Geoph., 1968, v. 71, No. 3, p. 20.
367. Shah G. M. Quasi-biennal oscillation in ozone.—Journ. Atm. Sci., 1967,
v. 24, No. 4, p. 396—401.
368. Skeib C, Popp Ch. Messungen des Gesamtozongehaltes der Atmosphere
in Mirny, Antarktika. —Zs. Met., 1961, Nr 10—12, s. 287.
369. Specht H. Dber die Absorption und Emissionstrahlung d. Ozonschichtes
bei der Wellenlange 9,6 mkm. — Mitt. Max Plank Inst. Aeron., 1967, Nr 29,
41 s.
370. Sreedharan C. R. An indian electrochemical ozone-sonde.—Journ. Sci.
Instr., Ser. 2, E-l, 1968, v. 1, No. 10, p. 995—997.
371. Stair R. Measurement of ozone in terms of its optical absorption. — In:
Ozone Chemistry and Technology. Wash., 1959, p. 269—285.
372. Steinhauser F. Ergebnisse von Registrierungen des Ozongehaltes der
Luft in Wien.— Arch. Met. Geoph. Biokl., Ser. A, 1959, Bd 11, Nr 3, s. 368.
373. Steinberger E. H. A laboratory analysis of chemiluminiscent ozone
measurements. — Journ. Geoph. Res., 1967, v. 72, No. 17, p. 4519.
374. Stranz O. One year of ozone measurements at Leopoldville.— Publ. Inst.
Met. Belg., A, 1966, No. 60, 52 p.
375. Strong Y. On a new nethod of measuring the mean height of the ozone
in the atmosphere. — Journ. Frankl. Inst., 1941, v. 231, p. 121.
376. Svensson B. Observations of amount of ozone during the solar eclipse
of 30 june 1954.— Met. Inst. Univ. Uppsala Meddel., 1958, No. 57, p. 573—594.
377. Tab a H. Ozone observations and their meteorological applications. — WMO,
No. 108, Techn. Pap., No. 46, Geneva, 1961, p. 1—48.
378. Teichert F., Warmbt W. Ozonuntersuchungen am Meteorologischen Ob-
servatorium Wahnsdorf. — Abhandl. Met. Hydrol. Dienst DDR, 1955, Bd 5,
s. 34.
379. Tonsberg E., Langlo K. Investigations of atmospheric ozone at Nord-
lysobservatoriet. — Geof. Publ., 1944, Bd 13, Nr 12, 39 s.
380. Twomey S., Ho we 11 H. B. A discussion of indirect sounding methods
with special reference to the deduction of vertical ozone distribution from
light scattering measurements. — Month. Wea. Rev., 1963, v. 9, No. 11 — 12,
p. 659—664.
381. Tyndall J. Contribution to molecular physics in the domain of radiant
heat. London, 1872.
382. Vanier J., Wardle D. J. The effects of spectral resolution on total ozone
measurements. — Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1969, v. 95, No. 404, p. 395—
399.
383. Vassy A. Relations entre 1'ozone atmospherique et les orages. — Compt.
Rendus, 1954, v. 239, p. 1309.
384. Vassy A. The formation of ozone by electric discharges in the atmosphere.—
In: Threshold of Space. London, 1957, p. 73.
385. Vassy A. Radiosonde speciale pour la mesure de la repartition verticale
de l'ozone atmospherique.—Journ. Sci. Met., 1958, v. 10, p. 63.
386. V a s s у A. Ozone concentration at ground-level — some recent results —
In: Symp. Atm. Ozone, Oxford, 1959, p. 36—37.
387. Vassy A. Un nouvel ozonometre enregistreur. — Beitr. Phys. Atm., l%0,
Bd 32, Nr 3/4, s. 277—282.
388. V ass v A. Meteorologie et ozone. Resultats l'observations de l'A.G.I. Paris,
CXRS," 1960.
389. Vassy A. Un maximum secondaire en hiver dans la variation saisonniere
de l'ozone atmospherique. — Annal. Geoph., 1951, v. 17, n° 4, p. 403—404.
390. Vassy A. Ozone dans les couches voisines du sol.— Geofis. Met., 1961.
v 9, n° 1—2, p. 2—4.
391. Vassy A. Cinq annees de mesures de l'ozone dans les stations francaises
de Themisphere austral.— Terres austr. antarc. franc.., 1964, n° 28, p. 3—19.
392. Vassy A. Atmospheric ozone. — Adv. Geoph., 1965, v. 11, p. 115—173.
393. Vassy A. Sur quelques proprietes de l'ozone et leurs consequences geophysi-
ques. — Annal. Phys., 1937, v. 8, p. 679.
394. Vassy E. Possibilites d'intervention de l'ozone atmospherique sur la sante
X-e Convegno della Salute. Ferrara, 1963, p. 127—134.
395. Vassy E. et Vassy A. Influence du rayonnement solaire sur la tempe-
temperature "moyenne de l'ozone atmospherique. — Compt. Rendus, 1939, v. 208,
p. 1518—1520.
396. Vassy A., Vassy E. Dissymmetrie de la distribution de l'ozone en deux
hemispheres.— Compt. Rendus, 1939, v. 208, p. 1829.
397. V a s s у A, Vassy E. Role de la temperature dans la distribution de
l'ozone.— Journ. Phys., 1949, v. 2, p. 82.
398. Vassy A., Vassy E. Amplitude de la variation annuelle de la temperature
moyenne de l'ozone. — Compt. Rendus., 1950, v. 230, n° 7, p. 672—673.
399. Vassy A., Vassy E. Recherches sur l'ozone atmospherique et la tempe-
temperature de la stratosphere en Laponie suedoise. — Tellus, 1950, v. 2, p. 69.
400. V e n к a t e s h w a r a n S., M о о r e J. Determination of vertical distribution
of ozone by satellite photometry. — Journ. Geoph. Res., 1961, v. 66, No. 6,
p. 1751 — 1771.
401. Vigroux E. Contribution a l'etude experimentale de l'absorption de 1'ozo-
ne. — Annal. Phys., 1953, v. 8, p. 709—762.
402. Vigroux E. Emission continue de Г atmosphere terrestre a 9,6 u. — Annal.
Geoph., 1959, v. 15, p. 453—460.
403. Vigroux E. Distribution verticale de Tozone atmospherique d'apres les
observations de la bande 9,6 \i. — Annal. Geoph., 1959, v. 15, p. 516—538.
404. Vigroux E. Distribution verticale de l'ozone atmospherique. Methode infra-
rouge.—Annal. Geoph., 1960, v. 16, n° 2, p. 211.
405. Vigroux E. Remarques sur la determination des temperatures moyennes
de l'atmosphere a partir des observations de la bande 9,6 mem. — Annal.
Geoph., 1961, v. 17, n° 4, p. 403—404.
406. Vigroux E. Determination of smooth distribution of atmospheric ozone.
Thesis, Univ. Liege, 1963.
282
283

407. Vigroux E. Determination des coefficients moyens d'absorption de l'ozone
en vue des observations concernant l'ozone atmospherique a l'aide du spectro-
metre Dobson.—Anna). Phys., 1967, y. 2, n° 4, p. 209—215.
408. Vigroux E. Coefficients d'absorption de l'ozone dans la bande de Hart-
Hartley. — Annal. Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 85—88.
409. Vigroux E. Distribution verticale de l'ozone atmospherique d'apres les
observations en emission et en absorption de la bande 9,6 mem. — Annal.
Geoph., 1969, v. 25, n° 1, p. 121 — 126.
410. Vigroux E. Repartition verticale de l'ozone atmospherique d'apre l'analyse
du rayonnement solaire directe. — Annal. Geoph., 1970, v. 26, n° 2, p. 511.
411. Volz F. Uber die Zerstorung des Ozons in der Troposphare. — Ber. Deutsch.
Wetterdienst, 1962, Bd 35, s. 25—35.
-412. Volz F., Goody R. The intensity of twilight and upper atmospheric dust.—
Journ. Atm. Sci., 1962, v. 19, No. 5, p. 385—406.
413. Walsh aw C. D. The accuracy of determination of the vertical distribution
of atmospheric ozone from emission spectrometry. — Quart. Journ. Roy. Met.
Soc, 1960, No. 370, v. 86, p. 519—529.
414. Walsh aw С D. Integrated absorption by the 9,6 \i band of ozone.—
Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1957, v. 83, No. 57, p. 315—321.
415. Walsh aw C. D., Wardle D. J. Arctic winter measurements of total ozone
by a stellar spectrophotometer. — In: Proc. Ozone Symp., Albuquerque, 1964.
Geneva, 1965, p. 11.
416. Walton G. P. The relation between an umkehr curve and the vertical
distribution of atmospheric ozone. — Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1957,
v. 83, No. 356, p. 173—180.
417. Want a R. C, Morel and W. В., Heggestad H. E. Tropospheric ozone
and air pollution problem arising in the Washington D. C. metropolitan
area.— Month. Wea. Rev., 1961, v. 89, No. 8, p. 289—296.
418. Wardle D. J. A new solar spectrophotometer. — Annal. Geoph., 1969, v. 25,
n° 1, p. 51.
419. Wardle D. J. The effect of spectral resolution on total ozone measure-
measurement. — Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1969, v. 95, No. 404, p. 395—399.
420. Wardle D. J., Walshaw С D., W о r m e 1 1 T. W. A new instrument
for atmospheric ozone. — Nature (London), 1963, v. 199, No. 4899, p. 1177.
421. Warmbt W. Luftchemische Untersuchungen des bodennahen Ozons. 1952—
1961. — Abhandl. Met. Hydrol. Dienst DDR, 1964, Bd 10, Nr 72, 95 s.
422. Wayne R. F. The photochemical formation of electronically excited oxygen
molecules in the atmosphere. — Quart. Journ. Roy. Met. Soc, 1967, v. 93,
No. 395, p. 69—78.
423. Wexler H., Morel and W. В., Weyant W. S. A preliminary report
on ozone observations at Little America, Antarctica. — Month. Wea. Rev.,
1960, v. 88, No. 2, p. 43—54.
424. W i g a n d A. Das ultraviolette Ende des Sonnenspektrums in verschiedenen
Hohen bis 9000 m. — Verhandl. Deutsch. Phys. Gesell, 1913, Bd 15, s. 1090.
425. Wilson W. S. Surface ozone at College, Alaska. — Trans. Amer. Geoph.
Un., 1951, v. 32, No. 4, p. 552—554.
426. Wisse K. A., Meerburg A. J. Ozone observations at Base King Bau-
douin in 1965 and 1966. —Arch. Met. Geoph. Biokl., Ser. A, 1969, Bd 18,
No 1, s. 41—54.
427. W u 1 f O., Zimmerman J. A method for the measurement of atmospheric
ozone using the absorption of ozone in the visible spectrum. — Smithson.
Misc. Collection, 1954, v. 123, No. 3, 14 p.
428. Wulf O. R., Deming L. The distribution of atmospheric ozone in equi-
equilibrium with solar radiation and the rate of maintenance of the distribu-
distribution. — Terr. Magn. Atm. Electr., 1936, v. 41, p. 275, p. 295; ibid 1937, v. 42,
p. 195.
429. Zacher A. S. Spectral absorptance of the 9,6 \i ozone band.—Journ. Quant.
Spectr. Rad. Transfer, 1967, v. 7, No. 6, p. 989—992.
430. Z i 11 e 1. Ober den Ozongehalt der Wustenluft. — Zs. Osterr. Gesell. Met.,
1874, Bd 1, s. 9.
431. Evans F. W. Y., Llewellyn E. Y. Molecular oxygen emission in the
airglow. — Annal. Geoph., 1970, v. 26, n° 1, p. 167—179.
432. Hesstvedt E. A time-dependent photochemical model of the upper strato-
stratosphere and lower mesosphere. Inst. geofysikk, Univ. Oslo, 1971, 12 p.
433. M a n a b e S., Hunt B. G. Experiments with a stratospheric general cir-
circulation model. 1. Radiative and dynamic aspects. 2. Large-scale diffusion
the atmosphere.— Month. Wea. Rev., 1968, v. 96, No. 8,
of tracers in
p. 477—539.
the diurnal variation
lower thermosphere,
75, No. 16,
v.
434. Shimazaki Т., Laird A. R. A model calculation of
in minor neutral constituents in the mesosphere and
including transport effects. — Journ. Geoph. Res., 1970,
p. 3221—3236.
435. Kuhn W. R., London Y. Infrared radiative cooling in the middle atmo-
atmosphere C0—110 km). —Journ. Atm. Sci., 1969, v. 26, No. 2, p. 189—204.
436. Fabian P., Junge Chr. E. Global rate of ozone destruction at the earth's
surface. —Arch. Met. Geoph. B;okl., Ser. A, 1970, Bd 19, Nr 2, s. 161 — 172.
284

АВТОРСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
Аддерлей Э. 206
Адель А. 63
Адеркас О. 20
Алдас Л. 165, 167, 183, 184
Амбарцумнан В. А. 79
Ангреджи П. Д. 78, 214
Андерсон У. 22
Андреев С. Н. 55
Арабаджи В. И. 133
Араго Д. Ф. 8
Арнульф А. 13
Аттманшпахер В. 172
Балаков В. В. 20, 37
Барбье Д. 62, 213
Бартель А. У. 173
Бартенева О. Д. 68
Безверхний Ш. А. 21, 55, 221
Бейр Э. Дж. 121
Бейтс Д. Р. 121
Бекорюков В. И. 231, 244, 245, 247,
248, 249, 253
Бел Б. 4
Белич Б. 253
Беннет 187
Бенсон С. У. 113, 120
Березин В. М. 241, 245
Бессонов Н. П. 52
Бибби Дж. Б. 77
Божков Р. 4, 59, 204, 228
Боллер Ф. 76, 78
Брейланд Дж. Дж. 150
Бритаев А. С. 4, 86, 87, 95, 103, 105,
106, 107, 160, 161, 162, 168, 171,
178, 221, 227, 236, 237
Брюэр А. У. 4, 63, 87, 88, 89, 90, 111,
116, 118, 127, 128, 148, 160, 164,
167, 183, 186, 227
Бугер П. 41
Бьеркнес Я. 163
Бюиссон А. 5, 13, 14, 20, 54
Вавилов С. И. 21
Ванье Дж. 48
Вармбт В. 104, 172, 177
Васин В. Ф. 228, 229
Васси А. 4, 21, 23, 24, 34, 53, 54, 83,
286
85, 87, 102, 103, 104. 134, 172. 179,
185, 186. 187, 192. 196, 200
Васси Э. 23. 24, 25, 53, 213
Вегард Л. 130
Венкатешваран С. 98
Веролайнеп Я. Г. 221
Вигамд А. 11
Воробьев В. И. 228, 229
Вигру Э. 4, 32, 33, 34, 35, 45. 62,
146. 147
Вульф О. 23, 60
Гальбалли Я. 167, 184
Гартли У. Н. 10, 11, 32, 94, 252
Геггинс У. 11, 32. 38, 113, 185
Герцберг Дж. 109
Гетц Ф. В. П. 5, 14, 15, 18, 19, 23,
74
Гинсбург Т. 117, 118, 126, 127, 129
Глюкауф Э. 102
Годсон У. Л. 4, 30
Граспик К. 51
Грау 85
Григгс 89
Грэнтэм 255
Гудзон Р. И. 120, 121
Гуди Р. 25, 61, 62, 63, 253
Гусев М. А. 249
Гутник М. 124. 255
Гущин Г. П. 4, 55, 57, 196, 205, 221,
227, 230
Дальгарно А. 130, 131
Даниэльсен Э. Ф. 164
Дарчия А. X. 61
Деминг Л. 23
Де Мор У. Б. 121
Детвайлер К. Р. 115, 116
Де-Тьерри 172
Джонс 121
Джонсон 150
Дзевульская-Лосева А. 4, 51, 207
Дианов-Клоков В. И. 37
Дитчберн Р. У. ПО, 111, 116
Добсон Ч. М. Б. 5, 14, 15, 18, 19,
21, 28, 42, 45, 49, 54, 69, 70, 74,
185, 212, 224, 225, 226, 228, 230,
234, 238, 251
Довилье А. 101, 174, 175
Дэви Дж. В. 63
Дютш X. У. 4, 76, 78, 108, 117, 118,
126, 127, 129, 145, 146, 148, 149,
150, 155, 212, 235, 236, 237
Дюфэй Ж- 59, 185
Жадин Е. А. 252
Ивановский А. И. 252
Иозепас В. А. 52. 86, 87, 95, 98. 99,
134, 171
Инн Е. 32, 34
Иосифова Е. В. 173, 183
Иохапсен X. 212, 213
Кабанн Ж. 59
Кавамура К. 226, 227
Карбенэ 102, 103, 104
Карлинскии 9
Кауфман Ф. 120, 121
Ка\эр X. 101, 104
Квйфте Г. 130
Келли Дж. 178
Кив1аиов А. Ф. 254, 255
Клайн М. А. 114, 121
Клаф 26
Климушина Н. П. 25
Кнейзис 26
Кобленц У. 83
Коланж Ж- 59
Коль 11
Комхнр У. 4, 90. 91, 134
Кондратьев К. Я. 41, 42
Кондратьева А. В. 241
Константинова-Шлезингер М. А. 21
Корню А. 9, 10
Коршовер Дж. 201
Краснопольскип В. А. 98, 134
Кренинг Дж. Л. 185
Кречмер 121
Крутцен П. 108, 111, 118
Крэйг Р. 21, 24, 145, 192
Крюгер А. 96, 147, 157
Кудрявцева Л. А. 95
Кузнецов А. П. 52. 98, 160, 171. 236,
'237
Кузнецов А. Т. 271
Кузнецов Г. И. 4, 78, 80, 214, 216,
221, 222, 223, 228, 230, 231, 249
Кулькарни Р. Н. 163, 196, 214, 233
Кульке 85
Кумыков X. К. 78
Кун В. Р. 256
Кэй Р.'Х. 37, 105, 106
Кэмбелл Дж. С. 114, 120
Ладенбург Р. 11
Ламбрэ Л. 32
Ламжавын Б. 232, 233
Лангло К. (Ольсен) 21, 194, 214,
226, 227
Ларкин 120
Леа Д. Р. 173
Лебединский А. И. 98
Леви А. 9
Леже П. 227
Лейрд А. Р. 131, 132, 156, 242
Леконт Ж. 13
Леман Э. 11
Леови К. 259
Леонардо-да-Винчи 10
Линг Ш. 76, 78
Линдеман Ф. А. 14
Липдхольм Э. 59, 60
Липатова О. А. (Кара) 213, 227
Ллевелпп Э. И. 158
Лондон Дж. 214, 216, 256
Лошмидт 109
Лугин Н. П. 20
Львова А. А. 96
Манабе С. 256, 257, 258, 259
Мапелла 120
Мани А. 4, 141
Мартин Д. У. 227
Мастепбрук 123
Маэда К. 113, 130, 132, 133
Медлов Э. 149
Мекке Р. 23
Мергатройд Р. 243, 244, 253, 255,
256
Ми Г. 64
Микиров А. Е. 96
Миллер 10
Мильфорд К. Р. 87, 88
Митхэм А. Р. 212, 224
Миякэ й. 226, 227
Мозер X. 226
Морозова М. И. 230
Мур Дж. 98
Ней Э. П. 185
Некрасов Л. И. 25
Ни Тзи-зе 32
Нигматуллина К. С. 60, 68
Никитинская Н. И. 68
Николэ М. 121, 131, 132, 156
Норманд Ч. 226, 228, 230, 234, 238
Нудельман К- 114, 120
Ныоэлл Р. 163, 164, 172
Олафсон Р. А. 51
Онгстрем А. 12, 62, 64
Орвилль Р. 185
Остерберг Ч. 63
Отто 187
Ошерович А. Л. 21, 49, 54, 55, 221
Пальмен Э. 163
Папэ-Лепин Ж- 186
Парийский Н. Н. 221, 223
Патат Ф. 23
Пауэлл П. Б. 90
287

Пекерис X. 19
Перельман А. Я. 68
Перль Г. 178
Петерсон С. 121
Петренко Н. А. 137, 191, 197, 216
Петров В. П. 41, 42
Петросянц М. А. 230
Петцольд X. К. 85, 134, 146, 147,
156, 208
Пиажэ А. 164
Пискалар Ф. 87, 156
Питток А. Б. 150
Полосков С. М. 96
Полякова Е. А. 68
Прабхакара К. 243, 244
Прессман Дж. 253
Престель М. А. 9, 173
Прокофьева И. А. 21
Раманатан К. Р. 4, 6, 78, 134, 163,
194, 201, 214, 228
Рангаралжан С. 155, 203, 208
Рандхава Дж. 96, 221
Рапер О. Ф. 121
Ратьков В. М. 229, 230
Рашке Э. 36
Рдултовская Е. В. 54
Регенер В. 4, 83, 91, 92, 102, 163.
167, 173, 178, 179, 180, 183
Регенер Э. 83
Решетов В. Д. 188
Ривс 120
Риго П. 98
Рид Э. Дж. 95
Рима А. 203, 205
Риппертон Л. 178
Родионов С. Ф. 20, 49, 54, 55, 77,
221
Розенталь О. М. 25
Роф Б. 201
Рунге ПО
Рязанова Л. А. 253
Саланаве 185
Свистов П. Ф. 101, 105
Симмонс Э. Л. 90
Сингльтон Ф. 243, 244, 255, 258
Скольник Р. 95
Сорокин В. П. 60, 69
Сорэ Ж. Л. 9, 25
Соссюр О. Б. 10
Сридхаран К. Р. 89, 141
Стеблова Р. С. 34, 53, 54, 223
Стейр Р. 83, 275
Странц Д. 221
Стрэтт Р. Дж. (Рэлей) 10, 13
Стронг И. 62
Танака И. 32, 34
Тейхерт Ф. 104, 172
Темп л И. У. 173
288
Тенсберг Э. 226
Треш Б. А. 120, 121
Трубников Б. Н. 253
Туоми С. 78
Уилсон А. У. 111, 116, 118, 127, 128.
148, 183, 186
Уилсон У. С. 174
Уокер 130
Уоллес 252
Уолтон Дж. П. 74
Уолшоу К. Д. 4, 36, 53, 62, 63
Уордл'Д. Дж. 48, 53
Фабиаи П. 184
Фабри Ш. 5, 12, 13. 14, 20, 21, 54
Фастн 99
Фаулер А. 11
Фауль Ф. Э. 59, 60
Фенимор 121
Фены П. В. 68, 69
Фесенков В. Г. 20, 62, 72
Филимонихин В. А. 53, 54
Фитцсиммонс Р. В. 121
Фольман ПО
Фольц Ф. 61
Фонер С. Н. 120, 121
Форбс Дж. Д. 44, 100, 118
Фромап Ж. 87
Фурпье Д'Альб Э. 221
Халек А. 214
Хаит Б. Дж., 108, 118, 120, 121, 130,
131, 156, 223
Харчилава Дж. Ф. 230, 231, 234,
237, 238
Хартэк 120
Хаутон X. 64
Хауэлл X. В. 78
Херинг У. 4, 29, 134
Хесствсдт Э. 112, 114, 118, 119, 122,
123, 124, 129, 131, 132, 156, 157,
247
Хргиан А. X. 216, 221, 223
Хэмпсон 119
Ван-дер Хюлст X. К. 64
Цюллиг В. 150
Циммерман Дж. 60
Ципф 252
Циттель 9
Чепмэн С. 22, 108
Чернер X. 208
Чижов А. Ф. 129
Чунг Шин-Пиу 32
Шалонж Д. 32, 62, 208, 213
Шаппюи Ж. 12, 25, 26, 35, 36, 38,
59, 61, 98, 113
Шафрин Ю. А. 241, 242, 245, 246,
247
Шах Г. М. 78
Шварцшильд К. 257
Шенбейн X. Ф. 8
Шене 27
Шеппард П. А. 63
Шерхаг Р. 235
Шимазаки Т. 131, 132, 156, 242
Шифрин К. С. 68, 69
Шифф X. Дж. 121
Шотт 84
Шпехт X. 63
Шроэр Э. ИЗ
Штауде Н. М. 72
Штсйпхаузер Ф. 173
Штриклер Р. Ф. 256, 257, 258
Шулейкип В. В. 64
Ш\ман ПО
Эберт 99
Эванс Ф. У. 158
Эйкен А. 23
Эйкии А. 130, 132, 133
Эксуорти А. Э. 113, 120
Эмерт А. 37, 102, 105
Энджелл Дж. К. 201
Эпштейн Э. С. 63
Юз Р. X. 25, 26
Юнг П. А. ПО, 111
Юнге Хр. 65, 66, 67, 184
Ягодовская Т. В. 25
Яковлева А. В. 95
19 Заказ № 513

ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие 3
Глава I. Введение 5
§ 1. Проблема озона и се эволюция —
§ 2. Значение озона для человека, для жизни и для изучения атмо-
атмосферы " 6
Глава II. Страницы истории 8
§ 3. Открытие озона и первые шаги наблюдений его в XIX в. ... —
§ 4. Обнаружение слоя озона в верхней атмосфере и первые оценки
его мощности и высоты 12
§ 5. Развитие методов наблюдения озона и возникновение сети озо-
нометрических обсерваторий 14
§ 6. Первые исследования озона в СССР 20
§ 7. Начала фотохимической теории 22
Глава III. Физические свойства озона 25
§ 8. Общие сведения —
§ 9. Единицы измерения озона 27
§ 10. Оптические свойства озона 31
Глава IV. Измерение количества озона. Наземные оптические методы 38
§ 11. Основы оптических методов наблюдения озона. Ультрафиолето-
Ультрафиолетовая часть спектра —
§ 12. Длины волн, используемые в оптической озонометрии. Свето-
Светофильтры 45
§ 13. Спектрофотометр Добсона 49
§ 14. Фильтровые приборы 54
§ 15. Наблюдения озона по видимой части спектра 59
§ 16. Наблюдения озона по инфракрасному участку спектра .... 62
§ 17. Аэрозольная поправка 63
§ 18. Метод обращения 70
Глава V. Высотные и химические методы наблюдения озона 82
§ 19. Озонозонды —
§ 20. Ракетные наблюдения 94
§ 21. Наблюдения озона со спутников 97
§ 22. Химические методы определения озона в нижней атмосфере 100
§ 23. Самолетные химические наблюдения 105
Глава VI. Теория фотохимического равновесия озона 108
§ 24. Атомный кислород в атмосфере ........ 109
§ 25. Радиационное разрушение озона 112
§ 26. Образование и разрушение озона молекулярными процессами ИЗ
§ 27. Участие водяного пара в реакциях образования и разрушения
озона 118
§ 28. Время релаксации и неустановившиеся процессы 124
§ 29. Ценность фотохимической теории , 128
§ 30. Теоретические соображения о мезосферном слое озона .... 130
290
Глава VII. Вертикальное распределение озона в стратосфере и мезосфере 134
§ 31. Общее описание вертикального распределения озона .... 135
§ 32. Типы вертикального распределения атмосферного озона и их
смена 136
§ 33. Среднее вертикальное распределение озона 141
§ 34. Меридиональные вертикальные разрезы 148
^ 35. Тонкая структура слоя озона 150
§ 36. Сезонные изменения вертикального распределения озона .... 153
§ 37. Мезосферный озон 156
Глава VIII. Озон тропосферы и приземного слоя 1«Ю
§ 38. Общие соображения —
§ 39. Общие сведения о распределении озона в тропосфере . . . 161
§ 40. Об обмене озоном между стратосферой и тропосферой .... 163
§41. Распространение озона в тропосфере 164
§ 42. Слоистая структура тропосферы 16Н
§ 43. Приземный озон 171
§ 44. Результаты наблюдений приземного озона 172
§ 45. О годовом ходе приземного озона 180
§ 16. Величина стока у поверхности Земли 1S2
§ 47. Образования озона в приземном слое. Электрические разряды IS5
Глава IX. Общее содержание озона 189
§ 48. Материал наблюдений —
§ 49. Зависимость общего количества озона от широты 191
§ 50. Годовой ход общего количества озона 197
§ 51. Другие периодичности озона 200
§ 52. Изменчивость общего количества озона . . . , 206
§ 53. Корреляционные связи озона с метеорологическими элементами 2\2
§ 54. Географическое распределение озона _;13
§ 55. Озон и солнечные затмения 221
Глава X. Озон и синоптические процессы 224
§ 56. Возникновение и постановка проблемы —
§ 57. Озон и циркуляция тропосферы 228
§ 58. Озон и циркуляция стратосферы 231
§ 59. Озон и вертикальные движения воздуха -36
Глава XI. Аналитические исследования циркуляции озона в атмосфере 239
§ 60. Постановка прямой задачи ^—
§ 61. Одномерные задачи. Роль вертикального обмена 241
§ 62. Двумерные задачи. Роль меридиональной циркуляции 243
Глава XII. Влияние озона па структуру и движение атмосферы 251
§ 63. Функции нагревания атмосферы 252
§ 64. Озон и вертикальное распределение температуры 256
Резюме 261
Summary 262
Приложение. Многолетние средние данные по озону за 1957—1969 гг. . . 264
Литература 268
Авторский указатель 286

Александр Христофорович Хргиан
ФИЗИКА АТМОСФЕРНОГО ОЗОНА
Редакторы: Г. Я- Русакова,
М. М. Ясногородская
Художник Б. А. Быков
Техн. редактор М. С. Костакова
Корректор 3. Т. Тимченко
Сдано в набор 13/ХП 1972 г. Подписано к печ ith
22/III 1973 г. М-11125. Бумага 60X907ie, типогр. № 1.
Печ. л. 18,5 с вкл. Уч.-изд. л. 20,58. Тираж 1500 экз.
Индекс МЛ-283. Заказ № 513. Цена 2 руб. 30 коп.
Гидрометеоиздат. 199053, Ленинград, 2-я линия, д. 23.
Ленинградская типография № 8 «Союзполиграф-
прома» при Государственном комитете Совета
Министров СССР по делам издательств,
полиграфии и книжной торговли.
190000, Ленинград, Прачечный пер., 6